INSTITUTO NACIONAL DE PESQUISAS DA AMAZÔNIA INPA … · 2015-05-29 · Reserve - ZF2, and other of low floodplain forest ( várzea baixa) in the Mamirauá s Sustainable Development

INSTITUTO NACIONAL DE PESQUISAS DA AMAZÔNIA – INPA UNIVERSIDADE DO ESTADO DO AMAZONAS – UEA

PROGRAMA DE PÓS-GRADUAÇÃO EM CLIMA E AMBIENTE – CLI AMB

MONITORAMENTO AMBIENTAL E ANÁLISE DOS FLUXOS DE ENE RGIA EM

FLORESTAS DE TERRA FIRME E VÁRZEA BAIXA DA AMAZÔNIA CENTRAL

LARISSA PASSOS DA SILVA

Manaus, Amazonas Novembro de 2013




ORIENTADOR: DR. ANTÔNIO OCIMAR MANZI.

CO-ORIENTADOR: DR. ALESSANDRO AUGUSTO DOS SANTOS MICHILES.

FONTE FINANCIADORA: FAPEAM.

Manaus, Amazonas Novembro de 2013

Dissertação apresentada ao Instituto Nacional de Pesquisas da Amazônia e à Universidade do Estado do Amazonas como parte dos requisitos para obtenção do título de Mestre em Clima e Ambiente.


FLORESTAS DE TERRA FIRME

Prof. Dr. Alessandro Augusto dos Santos Michiles

Membro da Banca /




Aprovada pela Banca Julgadora em cumprimento ao requisito exigido paraobtenção do título de Mestre em Clima e Ambiente.

BANCA EXAMINADORA

Prof. Dr. Alessandro Augusto dos Santos MichilesPresidente / UEA / Manaus - AM

Claudio Moisés Santos e Silva Membro da Banca / UFRN

Maria Betânia Leal de Oliveira Membro da Banca / UEA / Manaus - AM

Manaus, 29 de novembro de 2013.

iii


DA AMAZÔNIA CENTRAL

Aprovada pela Banca Julgadora em cumprimento ao requisito exigido para obtenção do título de Mestre em Clima e

Prof. Dr. Alessandro Augusto dos Santos Michiles

iv

S586 Silva, Larissa Passos da Monitoramento ambiental e análise dos fluxos de energia em

florestas de várzea e terra firme da Amazônia Central. / Larissa Passos da Silva. --- Manaus : [s.n], 2013.

xi, 130 f. : il. color. Dissertação (Mestrado) --- INPA/UEA, Manaus, 2013. Orientador : Antônio Ocimar Manzi. Coorientador : Alessandro Augusto dos Santos Michiles. Área de concentração : Interações Clima-Biosfera na Amazônia. 1. Micrometeorologia. 2. Clima – Floresta Amazônica. 3. Razão

de Bowen. I. Título.

CDD 551.66

Sinopse:

Avaliaram-se os fluxos de energia e os principais elementos climáticos e ambientais

em dois sítios localizados na Amazônia central, um de terra firme e outro de floresta

de várzea baixa, para o período de 2009 a 2010. Variáveis como saldo de radiação,

fluxos de calores latente e sensível, armazenamento de energia e fluxo de calor no

solo foram analisados.

Palavras-chave: Balanço de energia, micrometeorologia, Floresta Amazônica, razão

de Bowen.

v

Aos meus amados

pais, Nelson José Saraiva da Silva e Elcina Passos da Silva,

e esposo, Cassiano Rodrigues de Souza Filho,

DEDICO.

vi

AGRADECIMENTOS

A todos os professores e alunos do Curso de Mestrado em Clima e Ambiente, pelo

conhecimento transmitido, pela dedicação, pelo incentivo e por servirem de modelo para o

sucesso nesta importante etapa da minha vida.

A João Valsecchi e equipe pela disponibilização de dados do Sistema de

Monitoramento Integrado do Instituto de Desenvolvimento Sustentável Mamirauá.

À equipe de micrometeorologia do LBA, pela concessão dos dados da torre K34 da

Reserva Biológica do Cuieiras.

À Fundação de Amparo à Pesquisa do Estado do Amazonas – FAPEAM, pela bolsa

concedida durante os dois anos de Mestrado e pelo apoio à participação em congressos.

Ao Dr. Manzi, pela cooperação, apoio e pela contribuição científica indispensável à

qualidade das análises aqui apresentadas.

A um orientador excepcional, Dr. Alessandro Augusto dos Santos Michiles, pelo

tempo dispensado ao longo de toda minha vida acadêmica, desde a iniciação científica,

graduação e ao longo da presente Dissertação de Mestrado, pela obtenção e disponibilização

dos dados necessários para o desenvolvimento deste trabalho, pela confiança em mim

depositada e, acima de tudo, pelos preciosos ensinamentos, incentivos e conselhos

transmitidos.

Aos meus pais, Nelson José Saraiva da Silva e Elcina Passos da Silva, por me

proporcionarem toda a estrutura e base da minha vida, pelo incentivo e apoio permanentes e,

sobretudo, por me amarem tanto. À minha irmã Rebeca, pelo companheirismo e carinho.

Ao homem da minha vida, Cassiano Rodrigues de Souza Filho, meu “doutorado

antecipado”, por me ensinar valiosas lições, por me incentivar diariamente, pelo seu grande

amor e por me trazer tanta felicidade.

E acima de tudo, a Deus, por me conceder a vida e dar sentido a ela, por suprir todas

as minhas necessidades e por me proporcionar a certeza de um futuro bem melhor.

vii

"Um pouco de ciência nos afasta de Deus. Muito, nos aproxima."

Louis Pasteur

viii

RESUMO

Avaliaram-se os fluxos de energia e os principais elementos climáticos e ambientais em dois sítios localizados na Amazônia central, um de terra firme, na Reserva Biológica do Cuieiras – ZF2, e outro de floresta inundável de várzea baixa na Reserva de Desenvolvimento Sustentável Mamirauá (RDSM), entre 2009 a 2010. Os dados foram coletados por meio de uma torre micrometeorológica de 54 m em uma área de platô no sítio de terra firme (TF) e por meio de uma estrutura de 20 m instalada em uma árvore representativa no sítio de várzea baixa (VB). Empregando metodologias que integram informações de composição e biomassa florestal, dados de umidade relativa e temperatura do ar, fluxo de calor no solo e saldo de radiação, além de temperaturas de tronco, obtiveram-se os fluxos de energia nas florestas. De acordo com os resultados a temperatura e a umidade relativa do ar apresentaram sazonalidade suave. Em TF, a precipitação acumulada média mensal foi 46,2 % maior na estação úmida (EU), em comparação à estação seca (ES) e em VB esta variável foi apenas 16 % maior no período terrestre (PT, sem presença de coluna de água) do que no período inundado (PI), enquanto que entre EU e PT, houve variação de 38 %. Em VB a flutuação anual do nível da água acompanhou, aproximadamente, o ciclo da precipitação. Em TF, a radiação solar incidente (Rin) acumulada diária foi maior na ES e menor na EU, e em VB esta grandeza apresentou fraca variação entre PT e PI. Entre EU e PT, Rin foi maior em EU. Verificou-se que, nas camadas onde foi realizado o balanço de energia comparativo entre sítios, a maior variação vertical de temperatura ocorreu em VB. As temperaturas de tronco em VB acompanharam a temperatura do ar, exceto ao nível de 1,0 m, nos dias de inundação. Nos dias selecionados (preferencialmente sem precipitação), o saldo de radiação (Rn) em TF foi influenciado pela nebulosidade, sendo maior na ES do que na EU, enquanto em VB a sazonalidade deste termo foi desprezível. Motivado provavelmente por menor quantidade de biomassa, em VB observaram-se maiores quantias de Rn do que em TF. O fluxo de calor latente (LE) e o fluxo de calor sensível (H) seguiram, aproximadamente, o comportamento do perfil diário de Rn, porém em TF, LE decresceu 4,5 % e H aumentou 136 % entre a ES e a EU, e em VB, H foi aproximadamente três vezes maior e LE 40 % menor no PI, em comparação ao PT. Houve diferenças muito pequenas entre EU e PT, com relação a LE e H. Constatou-se saldo positivo diário do armazenamento de energia (S) em TF, e em VB, no PI, cerca de 70 % de S foi empregado na água (Ság), havendo um estoque energético diário 93 % maior que no PT. Observou-se considerável aumento do armazenamento de energia no ar (Sar) na EU, comparando-a ao PT. Ao final do dia em TF o saldo de G foi positivo na ES e negativo na EU, e em VB houve uma considerável influência da camada de água neste termo no PI, ademais a diferença do fluxo de calor no solo (G) entre EU e PT foi bem marcante. As florestas utilizaram a maior parte do Rn diário para LE (78,5 % em média em TF, e 66,7 % em VB) e cerca de 19,1 % e 30,5 % de Rn, em TF e VB, respectivamente, foram empregados em H. Em média, nas florestas, cerca de 3 % de Rn foi direcionado para S e G.

ix

ABSTRACT

ENVIRONMENTAL MONITORING AND ANALYSIS OF ENERGY FLU XES IN CENTRAL AMAZONIAN “VÁRZEA BAIXA” AND “TERRA FIRME” FORESTS

Energy flows and major climatic and environmental elements were evaluated at two sites located in the central Amazon, one of mainland (terra firme), in the Cuieiras’ Biological Reserve - ZF2, and other of low floodplain forest (várzea baixa) in the Mamirauá’s Sustainable Development Reserve (MSDR), in 2009-2010. Data were collected through a micrometeorological tower of 54 m in a plateau area in the mainland site (ML) and by means of a structure installed in a 20 m tree representative at the low floodplain site (LF). Methodologies that integrate information from composition and biomass forest were employed and data air relative humidity and temperature, soil heat flux and net radiation, and trunk temperatures were used to obtain the energy flows in the forests. According to the results the temperature and relative humidity showed mild seasonality. In ML, the average monthly cumulative rainfall was 46.2 % higher in the wet season (WS), compared to the dry season (DS), and in the LF this variable was only 16 % higher in the terrestrial period (TP, without water column presence) than in the flooded period (FP), while between WS and TP the variation was 38 %. In LF the annual fluctuation of the water level followed approximately the cycle of precipitation. In ML, the incident solar radiation (Rin) accumulated daily was higher in DS and lowest in the WS, and in LF this greatness showed weak variation between TP and FP. Between WS and TP, Rin was higher in WS. It was found that the layers where it was held the inter-sites comparative energy balance, the largest vertical temperature variation occurred in LF. Trunk temperatures in LF followed the air temperature, except at the level of 1.0 m, in the days of flooding. On selected days (preferably without precipitation), the net radiation (Rn) in ML was influenced by cloudiness, being higher in DS than in the WS, while in LF seasonality of this term was negligible. Probably motivated by lower amount of biomass, have been observed largest amounts of Rn in LF than in ML. The latent heat flux (LE) and sensible heat flux (H) followed approximately the behavior of the daily profile of Rn, but in ML, LE decreased 4.5 % and H increased 136 % between DS and WS, and in LF, H was about three times larger and LE 40 % lower in IP compared to TP. There were very small differences between WS and EN with respect to LE and H. It was found the energy storage (S) daily positive balance in ML, and in LF, in the IP, about 70 % of S was used in water (Ság), with a stock daily energy 93 % higher than in TP. We observed significant increase in energy storage in the air (Sar) in the WS, comparing it to the TP. At the end of day in ML, the heat flux in the soil (G) balance was positive in DS and negative in WS, and in LF there was a considerable influence of the water layer on this term in the IP, besides the difference in G between WS and EN was well marked. The woods used most daily Rn for LE (78.5 % on average in ML and 66.7% in LF) and about 19.1 % and 30.5 % of Rn at ML and LF, respectively, were employed in H. On average about 3 % of Rn was directed to S and G in the forests.

SUMÁRIO

LISTA DE TABELAS

LISTA DE FIGURAS

1. INTRODUÇÃO .................................................................................................................... 1

1.1 Objetivos ............................................................................................................................... 4

2. REVISÃO BIBLIOGRÁFICA ........................................................................................... 5

2.1 Florestas de Terra Firme e Várzea Baixa ............................................................................. 5

2.2 Método da Razão de Bowen ................................................................................................. 6

2.3 Estudos do Balanço de Energia em Florestas da Amazônia ................................................. 7

3. DADOS E METODOLOGIA ........................................................................................... 12

3.1. Sítios Experimentais .......................................................................................................... 12

3.1.1. Reserva Biológica do Cuieiras – ZF2 ..................................................................... 12

3.1.2. Reserva de Desenvolvimento Sustentável Mamirauá ............................................. 14

3.2 Instrumentação e Medidas .................................................................................................. 18

3.2.1. Floresta de Terra Firme ........................................................................................... 18

3.2.2. Floresta de Várzea Baixa......................................................................................... 20

3.3 Cálculo do Balanço de Energia em Superfície ................................................................... 23

3.4 Cálculo da Umidade Específica .......................................................................................... 26

3.5 Estimativas dos Fluxos de Calor Sensível e de Calor Latente ........................................... 27

3.6. Cálculo das Taxas de Armazenamento de Energia ........................................................... 29

3.6.1. Taxas de Armazenamento de Energia na Floresta de Várzea Baixa ....................... 30

3.6.1.1. Taxas de Armazenamento de Energia no Ar ........................................................ 30

3.6.1.2. Taxa de Armazenamento de Energia nos Troncos ............................................... 32

3.6.1.3. Taxa de Armazenamento de Energia nos Outros Componentes da Biomassa ..... 33

3.6.1.4. Taxa de Armazenamento de Energia na Água ..................................................... 35

3.6.2. Taxas de Armazenamento de Energia na Floresta de Terra Firme ......................... 35

3.7. Informações da Biomassa .................................................................................................. 37

3.7.1 Avaliação dos Parâmetros Espaciais das Árvores na Floresta de Várzea Baixa ...... 37

3.7.2 Determinação das Massas Específicas e dos Calores Específicos ........................... 39

3.7.3 Estimativas da Distribuição de Biomassa Aérea ...................................................... 41

4. RESULTADOS E DISCUSSÕES ..................................................................................... 43

4.1 Disponibilidade de Dados e Dias Selecionados para Análise ............................................ 43

4.2 Monitoramento Ambiental na Floresta de Terra Firme ...................................................... 47

4.2.1 Precipitação ..................................................................................................................... 47

4.2.2 Radiação Solar Incidente ................................................................................................. 49

4.2.3 Temperatura e Umidade Relativa do Ar .......................................................................... 52

4.3 Monitoramento Ambiental na Floresta de Várzea Baixa ................................................... 59

4.3.1 Precipitação e Nível da Água ................................................................................... 59

4.3.2 Radiação Solar Incidente .......................................................................................... 64

4.3.3 Temperatura e Umidade Relativa do Ar .................................................................. 66

4.3.4 Temperatura de Tronco ............................................................................................ 72

4.4 Fluxos de Energia em Floresta de Terra Firme .................................................................. 78

4.4.1 Saldo de Radiação .................................................................................................... 78

4.4.2 Fluxos de Calor Sensível e Calor Latente ................................................................ 80

4.4.3 Taxas de Armazenamento de Energia ...................................................................... 83

4.4.4 Fluxo de Calor no Solo............................................................................................. 86

4.4.5 Balanço de Energia em Superfície ........................................................................... 88

4.5 Fluxos de Energia em Floresta de Várzea Baixa ................................................................ 90

4.5.1 Nível da Água no Sítio ............................................................................................. 90

4.5.2 Saldo de Radiação .................................................................................................... 92

4.5.3 Fluxos de Calor Sensível e Calor Latente ................................................................ 93

4.5.4 Taxas de Armazenamento de Energia ...................................................................... 97

4.5.5 Fluxo de Calor no Solo............................................................................................. 99

4.5.6 Balanço de Energia em Superfície ......................................................................... 101

4.6 Comparações entre os Fluxos de Energia em Floresta de Terra Firme e em Floresta de

Várzea Baixa........................................................................................................................... 103

4.6.1 Saldo de Radiação .................................................................................................. 103

4.6.2 Fluxos de Calor Sensível e Calor Latente .............................................................. 104

4.6.3 Taxas de Armazenamento de Energia .................................................................... 107

4.6.4 Fluxo de Calor no Solo........................................................................................... 109

4.6.5 Balanço de Energia em Superfície ......................................................................... 111

5. CONCLUSÕES ................................................................................................................ 113

6. REFERÊNCIAS BIBLIOGRÁFICAS ........................................................................... 118

APÊNCIDE A ....................................................................................................................... 127

APÊNCIDE B ........................................................................................................................ 128

APÊNCIDE C ....................................................................................................................... 129

APÊNCIDE D ....................................................................................................................... 130

LISTA DE TABELAS

Tabela 3.1 - Lista das variáveis meteorológicas e suas unidades de medida, instrumentos e

alturas em que foram realizadas as medições na torre da Rebio Cuieiras. .......... 19


alturas em que foram realizadas as medições na estrutura da árvore no sítio

Mujuí. .................................................................................................................. 22

Tabela 3.3 - Componentes da TAE na biomassa calculados, as temperaturas de referência

utilizadas (T para o ar, Ttr para o tronco da árvore representativa), as alturas e as

profundidades em que foram medidas. ............................................................... 34

Tabela 3.4 - Valores do conteúdo de umidade (qcb), do coeficiente Kbc, do calor específico

(cbc) e da massa fresca por unidade de área de solo (mbc), para cada componente

da biomassa da floresta da Rebio Cuieiras. ......................................................... 42



da biomassa da floresta do sítio Mujuí. ............................................................... 42

Tabela 4.1 - Dias selecionados para a análise dos fluxos de energia na estação úmida, com

datas, dias julianos (DJ) e precipitação pluviométrica (PP) diária acumulada em

mm, no sítio de terra firme. ................................................................................. 44

Tabela 4.2 - Como na Tabela 4.1, para a estação seca, no sítio de terra firme. ........................ 44

Tabela 4.3 - Dias selecionados para a análise dos fluxos de energia no período terrestre (sem

presença de coluna de água), com datas, dias julianos (DJ) e precipitação

pluviométrica (PP) diária acumulada em mm, no sítio de várzea baixa. ............ 46

Tabela 4.4 - Como na Tabela 4.3, para o período inundado (com presença de coluna de água),

no sítio de várzea baixa. ...................................................................................... 46

Tabela 4.5 - Relação dos dias correspondentes a cada fase em que se dividiu a série do nível

da água, com suas respectivas variações de nível médias por dia (Δh). ............. 62

Tabela 4.6 - Razões (%) entre os somatórios totais diários dos componentes do

armazenamento de energia no ar (Sar), nos troncos (Str), na copa (Sco) e no estrato

inferior da floresta (Sei) e S em cada estação. ...................................................... 85

Tabela 4.7 - Razões (%) entre os somatórios totais diários de cada um dos componentes não

radiativos (H, LE, S e G) e do saldo de radiação, Rn, em cada estação. .............. 89

Tabela 4.8 - Relação dos dias efetivamente utilizados para o cálculo do armazenamento de

energia na água, Ság, e os níveis de água no sítio Mujuí (zn) correspondentes. ... 91


armazenamento de energia no ar (Sar), nos troncos (Str), na água (Ság) e nos

outros componentes da biomassa (Scb) e S em cada período. .............................. 98


radiativos (LE, H, S e G) e do saldo de radiação, Rn, em cada período. ........... 101


armazenamento de energia no ar (Sar), nos troncos (Str) e nos outros

componentes da biomassa (Scb) e S em cada sítio. ............................................ 108


radiativos (H, LE, S e G) e do saldo de radiação, Rn, em cada sítio. ................. 112

LISTA DE FIGURAS

Figura 3. 1 – Localização da Reserva Biológica do Cuieiras. .................................................. 13

Figura 3. 2 – Localização da RDSM no Estado do Amazonas (a e b com contorno vermelho) e

área focal da RDSM (c, com contorno rosa). ........................................................ 15

Figura 3.3 – Níveis do rio no sítio Mujuí no período inundado em julho de 2010 (a), no

período de transição em fevereiro/2010 (b,c) e no período terrestre em novembro

de 2009 (d,e). ......................................................................................................... 17

Figura 3.4 – Torre micrometeorológica da floresta de terra firme na Reserva do Cuieiras. .... 18

Figura 3.5 – Árvore “seringa barriguda”, na qual foram instalados os instrumentos para coleta

de dados no período terrestre (a) e no período inundado (b). ................................ 20

Figura 3.6 – Datalogger instalado na árvore a 5,0 m de altura. ................................................ 21

Figura 3.7 – Localização do Saldo-Radiômetro instalado na árvore representativa e a abertura

na copa indicados pela seta e círculo vermelhos, respectivamente. ...................... 21

Figura 3.8 – Termopares utilizados para medir as temperaturas do tronco da árvore (a) e placa

de fluxo utilizada para medir o fluxo de calor no solo (b)..................................... 23

Figura 3.9 – Esquema das trocas de energia no sistema solo-vegetação-atmosfera que ocorrem

num volume de controle, em períodos sem precipitação, durante o ciclo diurno. 25

Figura 4.1 – Precipitação pluviométrica mensal total entre janeiro/2009 e dezembro/2010, no

sítio de terra firme. ................................................................................................. 48

Figura 4.2 – Valores diários da radiação solar incidente na altura de 44,6 m, para os DJ de

2009 (superior) e 2010 (inferior), exceto os dias sem dados, no sítio de terra firme.

............................................................................................................................... 50

Figura 4.3 – Valores das médias mensais, máximos diários e mínimos diários médios mensais

da radiação solar incidente acumulada na altura de 44,6 m, para os meses de

janeiro/2009 a dezembro/2010, no sítio de terra firme. ......................................... 51

Figura 4.4 – Perfis médios diários de radiação solar incidente nas estações seca e úmida,

calculados para intervalos de meia hora e na altura de 44,6 m, no sítio de terra

firme. ...................................................................................................................... 52

Figura 4.5 – Valores diários da temperatura do ar (a e b) e da umidade relativa do ar (c e d) na

altura de 5,2 m, para os DJ de 2009 (a e c) e 2010 (b e d), exceto os dias sem

dados, no sítio de terra firme. ................................................................................ 53


da temperatura do ar (superior) e da umidade relativa do ar (inferior) na altura de

5,2 m, no sítio de terra firme, para os meses entre janeiro/2009 e dezembro/2010,

exceto fevereiro/2010. ........................................................................................... 55

Figura 4.7 – Perfis médios diários da temperatura do ar (superior) e da umidade relativa do ar

(inferior) na estação úmida (à esquerda) e na estação seca (à direita), calculados

para intervalos de meia hora e nas alturas de 5,2, 28 e 51,1 m, no sítio de terra

firme. ...................................................................................................................... 56

Figura 4.8 – Perfis verticais da temperatura (superior) e da umidade relativa do ar (inferior) na

estação úmida (à esquerda) e na estação seca (à direita), para quatro horários (3, 9,

15 e 21 HL) e seis níveis (5,2; 15,6; 28,0; 35,5; 42,5 e 51,1 m), no sítio de terra

firme. ...................................................................................................................... 58

Figura 4.9 – Precipitação pluviométrica mensal total entre novembro/2009 e março/2011, e

nível de água representativo mensal entre novembro/2009 e abril/2011, no sítio de

várzea baixa. .......................................................................................................... 60

Figura 4.10 – Nível da água e variação do nível da água entre 1º/11/2009 (DJ 305) e

30/09/2010 (DJ 273) (superior) e tendência em cada fase de flutuação do nível da

água no mesmo período (inferior), no sítio Mamirauá. ......................................... 63

Figura 4.11 – Valores diários da radiação solar incidente na altura de 20,0 m, para os DJ entre

335 (1º/12/2009) e 90 (31/03/2011), exceto os dias sem dados, no sítio de várzea

baixa. ...................................................................................................................... 64

Figura 4.12 – Valores das médias mensais, máximos diários e mínimos diários médios

mensais da radiação solar incidente acumulada na altura de 20,0 m, para os meses

de dezembro/2009 a março/2011, no sítio de várzea baixa. .................................. 65

Figura 4.13 – Perfis médios diários de radiação solar incidente no período terrestre e no

período inundado, calculados para intervalos de meia hora e na altura de 20,0 m,

no sítio de várzea baixa.......................................................................................... 66

Figura 4.14 – Valores diários da temperatura (superior) e da umidade relativa do ar (inferior)

na altura de 5,0 m, no sítio de várzea baixa, entre os DJ 335 (01/12/2009) e 59

(28/02/2011), exceto os dias sem dados. ............................................................... 67


mensais da temperatura (superior) e da umidade relativa do ar (inferior) na altura

de 5,0 m, no sítio de várzea baixa, para os meses entre dezembro/2009 e

fevereiro/2011, exceto aqueles sem dados............................................................. 68

Figura 4.16 – Perfis médios diários da temperatura (superior) e da umidade relativa do ar

(inferior) no período terrestre (à esquerda) e no período inundado (à direita),

calculados para intervalos de meia hora e nas alturas de 5,0 e 12,5 m, no sítio de

várzea baixa. .......................................................................................................... 69

Figura 4.17 – Perfis verticais da temperatura do ar (superior) e da umidade relativa do ar

(inferior) no período terrestre (à esquerda) e no período inundado (à direita), para

quatro horários (3, 9, 15 e 21 HL) e dois níveis (de 5,0 e 12,5 m), no sítio de

várzea baixa. .......................................................................................................... 71

Figura 4.18 – Valores diários da temperatura de tronco nas alturas de 1,0 m (a), 7,5 m (b) e

12,5 m (c), em profundidades de 5 ou 6 cm, no sítio de várzea baixa, para os DJ

entre 335 (01/12/2009) e 90 (31/03/2011), exceto os dias sem dados. .................. 73


mensais da temperatura de tronco na altura de 7,5 m e na profundidade de 6 cm,

no sítio de várzea baixa, para os meses de dezembro/2009 a março/2011, exceto

meses sem dados. ................................................................................................... 74

Figura 4.20 – Perfis médios diários de temperatura de tronco em três alturas no período

terrestre (a) e no inundado (b), na altura de 1,0 m nas duas estações (c,d) e na

altura de 7,5 m também em ambas as estações (e,f), calculados para intervalos de

meia hora, no sítio de várzea baixa. ....................................................................... 75

Figura 4.21 – Perfis verticais de temperatura de tronco em três alturas (a,b) e radiais em 1,0 m

(c,d) e em 7,5 m (e,f), no sítio de várzea baixa...................................................... 77

Figura 4.22 – Saldo de radiação diário para os dias selecionados na altura de 44,6 m, no sítio

de terra firme.......................................................................................................... 78

Figura 4.23 – Perfis diários do saldo de radiação na estação úmida (superior) e na estação seca

(inferior), calculados para intervalos de meia hora, na altura de 44,6 m, para os

dias selecionados, no sítio de terra firme. .............................................................. 79

Figura 4.24 – Perfis médios diários dos fluxos de calor sensível e calor latente na estação seca

(esquerda) e na estação úmida (direita), calculados para intervalos de meia hora

para os dias selecionados, no sítio de terra firme. ................................................. 80

Figura 4.25 – Regressões lineares entre os fluxos de calor latente (LE, superior) e calor

sensível (H, inferior) e o saldo de radiação (Rn), nas estações seca (à esquerda) e

úmida (à direita), calculados para intervalos de meia hora para os dias

selecionados, no sítio de terra firme. ..................................................................... 82

Figura 4.26 – Perfis médios diários da razão de Bowen (H / LE), entre 8 e 16 HL, calculados

para intervalos de meia hora para os dias selecionados, no sítio de terra firme. ... 83

Figura 4.27 – Perfis médios diários das taxas de armazenamento de energia na estação seca


para os dias selecionados, no sítio de terra firme. ................................................. 84

Figura 4.28 – Regressões lineares entre a taxa de armazenamento de energia (S) e o saldo de

radiação (Rn), nas estações seca (esquerda) e úmida (direita), calculados para

intervalos de meia hora para os dias selecionados, no sítio de terra firme. ........... 86

Figura 4.29 – Perfis médios diários do fluxo de calor no solo na estação seca e na estação

úmida, calculados para intervalos de meia hora para os dias selecionados, no sítio

de terra firme.......................................................................................................... 87

Figura 4.30 – Regressões lineares entre o fluxo de calor no solo, G, e a temperatura do ar, T

(superior), e entre G e o saldo de radiação, Rn (inferior), nas estações úmida

(esquerda) e seca (direita), medidos no sítio de terra firme nos dias selecionados.

............................................................................................................................... 88

Figura 4.31 – Perfis médios diários dos componentes do balanço de energia em conjunto, na

estação seca (esquerda) e na estação úmida (direita), calculados para intervalos de

meia hora, no sítio de terra firme. .......................................................................... 90

Figura 4.32 – Nível estimado de água no sítio Mujuí, no ano de 2010. ................................... 91


de várzea baixa. ..................................................................................................... 92

Figura 4.34 – Perfis diários do saldo de radiação no período terrestre (superior) e no período

inundado (inferior), calculados para intervalos de meia hora, na altura de 20,0 m,

para os dias selecionados, no sítio de várzea baixa. .............................................. 93

Figura 4.35 – Perfis médios diários dos fluxos de calor sensível e calor latente no período

terrestre (esquerda) e no período inundado (direita), calculados para intervalos de

meia hora para os dias selecionados, no sítio de várzea baixa. ............................. 94


sensível (H, inferior) e o saldo de radiação (Rn), nos períodos terrestre (à

esquerda) e inundado (à direita), calculados para intervalos de meia hora para os

dias selecionados, no sítio de várzea baixa. ........................................................... 96


para intervalos de meia hora para os dias selecionados, no sítio de várzea baixa. 96

Figura 4.38 – Perfis médios diários das taxas de armazenamento de energia no período

terrestre (esquerda) e no período inundado (direita), calculados para intervalos de

meia hora para os dias selecionados, no sítio de várzea baixa. ............................. 97


radiação (Rn), nos períodos terrestre (esquerda) e inundado (direita), calculados

para intervalos de meia hora para os dias selecionados, no sítio de várzea baixa. 99

Figura 4.40 – Perfis médios diários do fluxo de calor no solo no período terrestre e no período

inundado, calculados para intervalos de meia hora para os dias selecionados, no

sítio de várzea baixa............................................................................................. 100


(superior), e entre G e o saldo de radiação, Rn (inferior), nos períodos terrestre

(esquerda) e inundado (direita), medidos no sítio de várzea baixa, nos dias

selecionados. ........................................................................................................ 100

Figura 4.42 – Perfis médios diários dos componentes do balanço de energia em conjunto, no

período terrestre (esquerda) e no período inundado (direita), calculados para

intervalos de meia hora, no sítio de várzea baixa. ............................................... 103

Figura 4.43 – Perfis médios diários do saldo de radiação nos sítios de várzea baixa e de terra

firme, calculados para intervalos de meia hora, para os dias selecionados. ........ 104

Figura 4.44 – Perfis médios diários dos fluxos de calor sensível e calor latente nos sítios de

terra firme e de várzea baixa, calculados para intervalos de meia hora para os dias

selecionados. ........................................................................................................ 105


sensível (H, inferior) e o saldo de radiação (Rn), nos sítios de terra firme (à

esquerda) e de várzea baixa (à direita), calculados para intervalos de meia hora,

para os dias selecionados. .................................................................................... 106


para intervalos de meia hora, para os dias selecionados, nos sítios de terra firme e

de várzea baixa. ................................................................................................... 107

Figura 4.47 – Perfis médios diários das taxas de armazenamento de energia nos sítios de terra

firme (esquerda) e de várzea baixa (direita), calculados para intervalos de meia

hora para os dias selecionados. ............................................................................ 107


radiação (Rn), nos sítios de terra firme (esquerda) e de várzea baixa (direita),

calculados para intervalos de meia hora, para os dias selecionados. ................... 109

Figura 4.49 – Perfis médios diários do fluxo de calor no solo, calculados para intervalos de

meia hora, para os dias selecionados, nos sítios de terra firme e de várzea baixa.

............................................................................................................................. 110


(superior), e entre G e o saldo de radiação, Rn (inferior), medidos nos sítios de

terra firme (esquerda) e várzea baixa (direita), nos dias selecionados. ............... 111

Figura 4.51 – Perfis médios diários dos componentes do balanço de energia em conjunto, nos

sítios de terra firme (esquerda) e de várzea baixa (direita), calculados para

intervalos de meia hora. ....................................................................................... 112

1

1. INTRODUÇÃO

As florestas tropicais, ao longo do globo terrestre, cobrem mais de 17,0 milhões de

km2, representando nada menos que 35 % dos 48,5 milhões de km

2 estimados em área

continental coberta por florestas (Blanken et al., 1997). Neste contexto, a Floresta Amazônica

destaca-se principalmente devido às suas dimensões, pois a mesma abrange uma área de mais

de 6,3 milhões de km2, equivalendo a 37 % das florestas tropicais úmidas ainda

remanescentes no planeta. Desta forma, é considerada como a maior fonte continental de

liberação de calor latente para a atmosfera, desempenhando um papel significante na

circulação geral da atmosfera (Garstang e Fitzjarrald, 1999). O vapor de água liberado por

essa área de floresta além de contribuir para a geração de precipitação regional (Dirmeyer e

Brubaker, 2007), também é transportado para outras regiões fora da Amazônia (Marengo,

2000) o que é evidente pelo regime de precipitação nas latitudes extratropicais (Seluchi e

Marengo, 2000).

A planície da Bacia Amazônica é coberta por uma vasta porção de floresta tropical

primária, intercalada por rios, igarapés, lagos, canais, pântanos, trechos de savana, praias

arenosas e algumas outras formações. As matas primárias da Amazônia podem ser divididas

em duas grandes categorias: florestas de terra firme, localizadas em terras mais altas, e

florestas inundáveis, sujeitas a padrões anuais ou diários de inundação (Ayres, 1995).

As florestas de terra firme ocupam entre 80 e 90 % da área total da Amazônia e

caracterizam-se por elevados valores de biomassa e alta biodiversidade. Estas florestas

situam-se geralmente em terrenos ondulados, a baixas altitudes, raramente excedendo 250 m

acima do nível do mar, e possuem as árvores mais altas, algumas atingindo cerca de 50 m de

altura. As florestas primárias de terra firme têm diferentes comunidades florísticas, que são

geralmente representadas por pequenas ilhas de outros tipos de vegetação, importantes para a

manutenção da diversidade faunística (Ayres, 1995).

As planícies de inundação representam cerca de 6 % da Amazônia brasileira, o que

corresponde à maior área de florestas alagáveis do mundo (Junk, 1993). Estão geralmente

situadas nas áreas ao longo dos grandes rios amazônicos, em faixas cuja largura varia

consideravelmente. De acordo com as propriedades químicas e físico-químicas das águas

destes rios, estas áreas são classificadas em dois grandes grupos: as várzeas, que cobrem cerca

2

de 200.000 km2, ou 4 % da região, e os igapós, cuja área de cobertura aproximada é de

100.000 km2, ou 2 % da região. Ao longo do rio Amazonas, acima da confluência com o rio

Japurá, as áreas inundáveis podem ter até 100 km de largura. As áreas de floresta de igapó são

geralmente localizadas em faixas estreitas, ao longo dos rios de águas pretas e as várzeas, por

outro lado, são as áreas inundáveis por águas brancas, como as do rio Solimões. (Ayres, 1995;

Piedade et al., 2010)

O ciclo anual do nível da água exerce considerável influência na vida selvagem e

controla as atividades humanas ao longo do rio Amazonas e das áreas mais baixas de seus

maiores tributários. Nestas áreas mais baixas, a criação de gado bovino, a agricultura de

subsistência, a extração de madeira, a pesca e a navegação são todas reguladas pelo nível da

água (Ayres, 1995). Nos últimos 15 anos foram registradas três estiagens extremas, ocorridas

nos anos de 1998, 2005 e 2010. Sendo que, neste último, foi registrada a maior seca desde que

as medições começaram a ser realizadas nos principais rios da Bacia Amazônica: Solimões,

Negro e Amazonas (1970, 1903 e 1970, respectivamente) (Balza, 2010). Por outro lado, no

ano de 2009, ocorreu a cheia recorde do século nestes rios, inicialmente à jusante da bacia

amazônica, em Óbidos - PA e, posteriormente, na parte central em Manaus – AM (Vale et at.,

2011), tendo causado inúmeros prejuízos econômicos, sociais e ambientais à população das

regiões afetadas. (Companhia de Pesquisa de Recursos Minerais – CPRM, 2009)

Os mecanismos de troca de energia que acontecem acima das regiões equatoriais

florestadas, nas quais ocorrem elevados valores de umidade relativa, forte radiação incidente e

intensa convecção, têm um papel importante no aquecimento da atmosfera tropical e

potencialidade para provocar efeitos nos balanços globais de energia. Devido à vasta extensão

de floresta densa e contínua existente na Amazônia, vários experimentos e estudos têm sido

realizados com o intuito de se obterem informações mais precisas sobre as contribuições da

região para as trocas de energia e de carbono entre a superfície e a atmosfera (Gielow e

Michiles, 2006). Dessa forma, muitas investigações sobre as transferências de calor e de

massa em coberturas vegetais da Amazônia tiveram o objetivo de descrever como ocorre a

partição da energia radiativa que nelas incide e, particularmente, especificar a entrada de calor

e vapor de água na baixa atmosfera (Herdies et al., 2002). Todavia, poucos esforços têm sido

direcionados para o entendimento dos efeitos que as florestas inundáveis da Amazônia podem

provocar nestes transportes de energia e de massa.

As trocas de energia em superfícies de regiões florestadas com a presença de coluna

de água são mais complexas e diferem consideravelmente daquelas que ocorrem em florestas

3

de terra firme, em diversas formas. A principal diferença é que os componentes do Balanço de

Energia em Superfície (BES) apresentam magnitudes e comportamentos bem distintos

daqueles em terra firme. Além disso, deve-se considerar que a água é um fluido com uma

camada de mistura na qual os movimentos são geralmente turbulentos e onde as ondas curtas

penetram uma profundidade considerável. Desta forma, as transferências de calor nas

camadas de água determinam, essencialmente, a Taxa de Armazenamento de Energia (TAE)

nestas (Arya, 2001). Assim, em florestas inundáveis, a TAE pode ser ainda mais significativa

e de obtenção mais complexa, pois a presença de camadas de água exige a inclusão de mais

um termo nos cálculos do armazenamento e pode alterar as magnitudes dos outros termos.

Estudos revelam que o fechamento do balanço de energia não é obtido quando se

utiliza o método da covariância dos vórtices turbulentos (MCVT) em sítios com vegetação

alta (Aubinet et al., 2000; Kilinc et al, 2012), assim como na Floresta Amazônica (Araújo et

al., 2002; Malhi et al., 2002; Rocha et al., 2004; von Randow et al., 2004; Michiles, 2009;

Oliveira, 2010). Porém, o fechamento melhora quando são considerados alguns termos de

armazenamento (Michiles e Gielow, 2008) na camada de vegetação. Por outro lado, o método

da razão de Bowen, apesar de incluir em seus pressupostos o fechamento do balanço de

energia, tem sido utilizado como método padrão em cultivos anuais (Lima et al., 2005), por

apresentar baixo custo e facilidade de instalação do experimento. Em floresta, as estimativas

dos fluxos de calor latente e sensível por esta técnica tem concordado com valores obtidos

pelo MCVT (Arruda et al., 2006), e em pastagem, com medidas lisimétricas (Silva et al.,

2005).

É importante salientar que o entendimento do balanço de energia numa superfície

florestada é de grande importância para a compreensão dos processos climáticos envolvidos

com os componentes da vegetação e de seus efeitos em diversas escalas espaciais e temporais.

Além disso, o conhecimento dos fluxos superficiais de energia e de suas características sobre

florestas é fundamental para qualquer modelo que simule a interação solo-vegetação-

atmosfera.

Como estudos relacionados ao BES em regiões de florestas inundáveis ou em regiões

de várzea, ou ainda correlações entre estas e regiões de terra firme na Amazônia não foram

encontrados na literatura corrente, os resultados do presente trabalho, que são inéditos, podem

se tornar referência na sua área de concentração, além de servir como um passo inicial para a

inclusão dos parâmetros que caracterizam as florestas inundáveis da Amazônia em modelos

numéricos de solo(água)-vegetação-atmosfera (SVAT).

4

1.1 Objetivos

Diante do exposto, os principais objetivos do presente trabalho foram determinar e

caracterizar os fluxos de energia e os principais elementos climáticos e ambientais em dois

sítios localizados na Amazônia central, um de terra firme, na Reserva Biológica do Cuieiras –

ZF2, e outro de várzea baixa, na Reserva de Desenvolvimento Sustentável Mamirauá

(RDSM). Para tanto, os objetivos específicos foram:

Analisar o comportamento diário e/ou sazonal dos seguintes elementos climáticos e

ambientais em ambos os sítios: temperatura e umidade relativa do ar, precipitação

pluvial e radiação solar incidente; e apenas no sítio de várzea baixa: temperatura de

tronco e nível da água;

Calcular as taxas de armazenamento de energia no ar, na água (na floresta de várzea

baixa), nos troncos e nos outros componentes da biomassa;

Calcular os fluxos de calores sensível e latente pelo método da razão de Bowen;

Analisar a partição de energia nas florestas;

Obter as relações entre o saldo de radiação e os componentes de sua partição.

5

2. REVISÃO BIBLIOGRÁFICA

2.1 Florestas de Terra Firme e Várzea Baixa

Dentre as formações existentes na Amazônia Central, dois distintos mosaicos são

reconhecidos, as florestas de terra firme que não são sazonalmente alagáveis e as áreas de

planícies inundáveis como a várzea e o igapó (Prance, 1980; Ribeiro et al., 1999). A maior

parte da vegetação é coberta por matas de terra firme (Oliveira, 1997), o que caracteriza a

região como uma típica floresta tropical úmida, ou Floresta Densa Tropical segundo a

classificação Radambrasil (1978).

A floresta de terra firme é constituída de distintos ambientes, com terrenos ondulados

de baixas altitudes que comportam comunidades variadas, importantes para a manutenção da

diversidade florística e faunística, podendo ser fisionomicamente dividida entre florestas de

platô, vertente e baixio (Ayres, 1993; Pitman et al., 2001; Luizão e Vasconcelos, 2002;

Oliveira e Amaral, 2004). As florestas de platô ocorrem em áreas relativamente elevadas da

região, com altitudes ao redor de 140 m.a.n.m (metros acima do nível do mar), com árvores

emergentes, solos argilosos, drenados e pobres em nutrientes (Bispo et al., 2007). Esta

floresta é bastante densa e com a ocorrência de pouca luz abaixo do dossel (Leitão, 1999), e

cuja composição florística apresenta grande diversidade (Jardim e Hosokawa, 1986).

As florestas de várzea da Amazônia Central são sazonalmente inundadas por rios de

águas brancas (Rio Amazonas e seus principais afluentes: Solimões, Madeira e Japurá) com

pH em torno da neutralidade, possuindo uma alta carga de sedimentos provenientes dos

Andes e das regiões pré-andinas, os quais são depositados anualmente nas margens destes

rios, promovendo a renovação cíclica do solo e dando a estes ambientes uma alta fertilidade

(Wittmann et al., 2002; Wittmann et al., 2004; Piedade et al., 2010). Tais inundações

periódicas alcançam uma amplitude média de 10 metros com duração de até 230 dias por ano,

compreendendo variações do nível da água que pode chegar a 10 centímetros por dia

(Wittmann e Junk, 2003; Parolin et al., 2004).

A população de árvores adultas, com Diâmetro na Altura do Peito (DAP) maiores que

10 cm, em florestas de várzea amazônica, é caracterizada por uma espécie de zoneamento

6

bem definido ao longo do gradiente de nível de inundação (Junk, 1989; Ayres, 1995;

Wittmann et al., 2002). Segundo eles, as inundações parecem ser o fator mais limitante que

influencia a distribuição das espécies de mudas. No entanto, esclarecem que a composição das

espécies também depende da estrutura da floresta no dossel e da quantidade de radiação

durante o desenvolvimento da planta.

Ayres (1995) também correlacionou os diferentes tipos de floresta com o nível de

inundação anual em florestas de várzea da Amazônia central. Ele descreveu o “chavascal”,

como uma comunidade influenciada pela inundação com altura do nível da água de 5 a 7 m e

com duração de 6 a 8 meses por ano. A “restinga baixa” foi descrita por Ayres (1995) como

uma comunidade que sofre inundações entre 2,5 e 5 m (4 a 6 meses), e a “restinga alta” com

uma média de 1 a 2,5 m (2 a 4 meses). Wittmann et al. (2002), classificou como florestas de

“várzea baixa” aquelas que ocorrem em locais onde a altura média anual da coluna de água é

maior que 3 m e permanecem inundadas por mais que 50 dias por ano.

2.2 Método da Razão de Bowen

O método da razão de Bowen pode estimar a partição da energia disponível em fluxos

de calor latente e sensível por meio de medidas realizadas diretamente no campo, como o

saldo de radiação e o fluxo de calor no solo, e estimativas dos gradientes de temperatura

e pressão de vapor de água (Pezzopane e Pedro Júnior, 2003). Este método tem sido

comparado com outros métodos, como lisímetros de pesagem (Todd et al., 2000), método da

covariância dos vórtices turbulentos (Spittlehouse e Black, 1979; Oliveira, 2004) ou balanço

hídrico (Barr et al., 2012). Porém, tem sido observadas maiores discrepâncias na presença de

advecção de calor sensível. O maior problema na utilização do método do balanço de energia

tem sido a medição de gradientes de umidade e de temperatura, os quais são muito pequenos

sobre a cobertura de florestas, o que resulta do alto grau de mistura turbulenta gerada pela

grande rugosidade das mesmas, e assim necessitam de sensores de alta resolução para

obtenção de medidas precisas. Outro ponto vulnerável é quando o valor da razão de Bowen se

aproxima de 1,0, apresentando fluxos com magnitudes extremamente inadequadas, pois os

erros nas estimativas apresentam magnitudes semelhantes às estimativas dos fluxos (Liu e

Foken, 2001). Ortega Farias et al. (1996) recomendam descartar valores inferiores à 0,75

durante o nascer e o pôr do sol e durante a noite, devido à dificuldade de estimar gradientes de

7

temperatura e pressão de vapor de água. Jarvis et al. (1976) observaram a necessidade do

estabelecimento de uma faixa de utilização em floresta de coníferas, argumentando

serem entre 0,1 a 1,5 em condições secas e 0,7 a 0,4 em condições úmidas.

2.3 Estudos do Balanço de Energia em Florestas da Amazônia

Estudos do BES e de seus componentes em florestas da Amazônia têm sido

apresentados por diversos autores desde a década de 1980, iniciando com Shuttleworth et al.

(1984). Em seu trabalho, empregando pela primeira vez o MCVT em florestas da Amazônia,

obtiveram um fechamento do BES relativamente satisfatório, com valores por volta de 90 %

para os oito dias de dados apresentados, apesar das limitações instrumentais existentes na

época. Uma revisão mais completa sobre os experimentos realizados na Amazônia, pode ser

encontrada em Fisch et al. (1998). Os principais resultados do mais amplo destes

experimentos, o “Anglo-Brazilian Amazonian Climate Observation Study” (ABRACOS), são

apresentados em Gash et al. (1996). Porém, o mais recente, transformado em Programa

Governamental, é o “Large Escale Biosphere-Atmosphere Experiment in Amazonia” (LBA),

iniciado em 1999 e planejado para gerar novos conhecimentos sobre os mecanismos de

funcionamento climatológico, ecológico, bioquímico e hidrológico da Amazônia, sobre o

impacto das mudanças nos usos da terra nesse funcionamento e sobre as interações entre a

Amazônia e o sistema biogeofísico global (Michiles, 2009).

Em razão de o presente estudo tratar do BES na região de floresta na Amazônia

central, apresentam-se, na sequência, os principais resultados de destacáveis trabalhos

desenvolvidos com dados coletados nesta região. Adicionalmente, apresentam-se os

resultados de dois trabalhos sobre o BES no Pantanal Sul Matogrossense e Matogrossense

(vegetação inundável), em razão destes estudos apresentarem objetivos e metodologias

semelhantes aos do presente trabalho, e não se terem encontrado trabalhos desta natureza

sobre as florestas inundáveis da Amazônia.

Em geral, nas florestas tropicais úmidas, o fluxo de calor latente, LE, composto pela

evaporação da superfície e a transpiração das plantas, é o componente (não-radiativo)

dominante que está, aproximadamente, em balanço com o saldo de radiação, Rn, enquanto o

fluxo de calor sensível, H, e o fluxo de calor no solo, G, são de menor magnitude. O fluxo de

dióxido de carbono (juntamente com o armazenamento bioquímico), B, apresenta valores

8

relativamente baixos, tipicamente da ordem de 0,5 a 5 % de Rn (Oke, 1987; Araújo et al.,

2002; Malhi et al., 2002). A TAE, S, para florestas de grande porte, com árvores altas e sua

biomassa associada, situação na qual várias florestas da Amazônia se enquadram, pode

aparecer como um termo significativo, principalmente sobre curtos períodos de tempo, de

poucas horas a um dia, comumente usados em micrometeorologia. O tamanho, a

complexidade e a densidade destas florestas são tais, que a TAE pode ser um componente

particularmente importante, porém difícil de ser calculado (Molion, 1987; Arya, 2001).

Os componentes do BES em regiões de floresta com a presença de camadas de água

apresentam comportamentos distintos daqueles em florestas de terra firme, em diversos

aspectos. Primeiro, o saldo de radiação torna-se maior devido à redução do albedo e ao

aumento na absorção de radiação de ondas curtas. Segundo, as magnitudes da

evapotranspiração e dos termos que compõem o armazenamento de energia devem aumentar,

enquanto o fluxo de calor sensível deva desempenhar um papel menos importante que em

florestas de terra firme. Além disso, as variações horárias de H e LE devem ser menores em

florestas inundadas, já que a presença de camadas de água, que possui grande capacidade

térmica, ajuda a regular o microclima da floresta, impedindo que ocorram grandes alterações

nos valores de temperatura e umidade específica do ar (Gielow e Michiles, 2006).

Malhi et al. (2002) apresentam dados de fluxos de energia coletados na floresta de

terra firme da Reserva Biológica do Cuieiras (Amazônia central), durante o período entre

1995 e 1996, por intermédio de uma torre micrometeorológica montada no sítio no final dos

anos 70. Por esta torre possuir uma estrutura antiga de ferro e que apresenta dimensões muito

grandes, existindo a possibilidade de causar perturbações nas medições, houve a iniciativa dos

autores em minimizar estas perturbações. Entre seus resultados, verificou-se que o

fechamento do BES, analisado apenas entre H + LE e Rn, chegou próximo a 100 % utilizando

uma metodologia, para o tratamento dos dados obtidos por meio do MCVT, que leva em

conta o transporte turbulento em escalas de tempo entre uma e quatro horas.

No trabalho de Araújo et al. (2002), cujo objetivo principal foi comparar

o comportamento das variáveis meteorológicas, dos fluxos turbulentos de energia e de CO2

(obtidos mediante o emprego do MCVT) entre as duas torres micrometeorológicas existentes

na Reserva Biológica do Cuieiras, citadas como C14 e K34 pelos autores, e em

funcionamento entre julho de 1999 e agosto de 2000, o fechamento do BES resultante ficou

em torno de 80 % (84 % para a C14 e 75 % para a K34). Vale ressaltar que o fechamento se

verificou apenas entre H + LE e Rn e que a primeira torre, C14, é a mesma que foi utilizada

9

por Malhi et al. (2002). A segunda torre, K34, é 20 anos mais nova que a C14 e apresenta

uma estrutura mais moderna e adequada para estudos de micrometeorologia de florestas, o

que indica que houve uma provável superestimativa de H e LE, ou uma subestimativa de Rn,

por parte dos instrumentos montados sobre a C14.

O primeiro trabalho que tratou do armazenamento de energia em florestas da

Amazônia é devido a Moore e Fisch (1986), que calcularam a TAE total para a floresta da

Reserva Florestal Adolpho Ducke, localizada na Amazônia central. Os autores observaram

valores típicos entre 30 e 40 W m2

que, durante o período diurno, frequentemente excediam

50 W m2

e, ocasionalmente, 80 W m2

. Além disso, verificaram que, em horas durante a

manhã e no final da tarde, a TAE pode exceder 50 % do saldo de radiação. Encontraram,

também, que três termos (TAE no ar devido à variação de temperatura, ST, e à variação de

umidade específica, Sq; e TAE na biomassa, Sbio, composta por armazenamento nos troncos e

galhos) contribuem igualmente para a TAE total na floresta estudada.

Michiles e Gielow (2008), desenvolvendo um trabalho de natureza experimental mais

ampla que os mencionados anteriormente, no sítio de floresta de terra firme da Reserva

Biológica do Cuieiras, utilizaram um conjunto de dados coletados durante dias típicos das

estações seca de 2003 e úmida de 2004 e examinaram quase todos os termos de

armazenamento acima do solo (exceto o armazenamento bioquímico). Dentre os principais

resultados, obtiveram que, em média, 40 % da TAE é explicada pelos troncos, 35 % é devido

ao ar e os outros 25 % são divididos entre os outros componentes da biomassa: ramos, galhos,

folhas, liteira, palmáceas e cipós. Adicionalmente, verificaram que estes valores apresentam

uma pequena variação sazonal. Além disso, os autores observaram que, em valores horários,

durante o ciclo diurno, a TAE total apresentou-se entre 30 e 70 W m2

, mas com máximos que

podem exceder 90 W m2

. Durante a ocorrência de precipitação pluvial, a TAE apresentou

mínimos extremos que ultrapassaram 200 W m2

. Em totais diários, observaram-se valores

de S entre 40 e 5 % do saldo de radiação, dependendo das condições do tempo ao longo do

dia. Com relação ao BES, os autores detectaram que o seu fechamento melhora como

resultado da inclusão da TAE, principalmente durante o período diurno e, em especial durante

as horas da manhã.

Porém, revisando 20 anos de pesquisas sobre o problema do fechamento do balanço de

energia, Foken (2008) discutiu as possíveis razões do porquê da soma dos fluxos de calor

sensível (H) e calor latente (LE) ser tipicamente 25% menor que o saldo de radiação à

10

superfície. Segundo o autor, assumir que erros nas medidas ou termos de armazenamento

sejam as razões para o não fechamento do balanço de energia não pode ser aplicado em todos

os sítios e que, de uma forma geral, o problema se relaciona certamente em uma subestimativa

dos termos de fluxos turbulentos de energia. Não obstante, para estudos baseados no

fechamento do balanço de energia, claramente todos os termos da equação do balanço de

energia devem ser avaliados para que seja obedecido o princípio da conservação de energia.

Recentemente, Oliveira (2010) analisou os componentes do balanço de energia em

uma floresta de terra firme na Amazônia central (Reserva Biológica do Cuieiras), onde foram

estimados os termos de taxa de armazenamento de energia no ar (Sa) e biomassa (Sb), taxa de

armazenamento de energia na camada de solo acima do nível de medida do fluxo de calor no

solo (Sg), e da energia consumida no processo de fotossíntese e liberada na respiração e

decomposição (P), durante a estação seca e chuvosa. Seus resultados mostraram que,

considerando valores totais diários, a maior parte do saldo de radiação foi utilizada nos

processos de evapotranspiração e aquecimento do ar, com uma variação significante entre os

dados das estações chuvosa e seca, enquanto que os demais termos do balanço de energia

foram menores que 3% de Rn. Porém, considerando variações horárias, quando foram

incluídos os termos de armazenamento Sg, Sa e Sb e a energia consumida na fotossíntese e

liberada na respiração e decomposição, o fechamento do balanço de energia aumentou 7% na

estação chuvosa e 6% na estação seca, com os dados noturnos e no início da manhã sendo os

principais responsáveis por este aumento.

Um estudo realizado por Oliveira (2004) analisou o comportamento dos componentes

do balanço de energia em épocas de cheia e de seca no Pantanal Sul Matogrossense, devido à

superfície do Pantanal apresentar grandes contrastes entre essas duas épocas, sendo formada,

na época de cheia, uma lâmina de água sobre a superfície que abrange uma extensa área. Os

dados foram coletados em uma base experimental no município de Corumbá – MS, durante o

período de julho de 2001 a junho de 2002. Para obtenção dos dados, utilizou-se uma torre de

21 metros de altura e foram utilizados, para estimar LE e H, os métodos da covariância dos

vórtices turbulentos e do balanço de energia segundo a razão de Bowen. Os resultados

mostraram que o albedo apresentou valores mais elevados (cerca de 20 %) no período seco e

foi decrescendo à medida que as precipitações foram intensificando-se, com mínimos de cerca

de 5 % no final de dezembro de 2001, quando a lâmina de água sobre a superfície atingiu

espessura máxima de 74 cm. A presença de lâmina de água provocou alterações nos

elementos climáticos estudados, bem como nos componentes dos balanços de radiação e de

11

energia, à medida que houve aumento ou diminuição da espessura. Os totais diários do fluxo

de calor latente mostraram valores da ordem de 18 MJ m2

no período de maior espessura da

lâmina de água, o que representou 80 % da energia disponível, enquanto que nos meses mais

secos, chegou a atingir valores inferiores a 5 MJ m2

, o que representou apenas cerca de 20 %

da energia disponível.

Biudes et al. (2009), em outro estudo, realizado em vegetação inundável no Pantanal

Matogrossense, estimaram a variação sazonal do balanço de energia pelo método da razão de

Bowen em uma região de vegetação monodominante de Cambará. Os dados foram coletados

através de uma torre micrometeorológica de 32 m de altura, instalada em uma área

experimental localizada no município de Barão de Melgaço – MT. Os resultados mostraram

que os componentes do balanço de energia apresentaram sazonalidade com maiores médias na

estação chuvosa do que na estação seca, entretanto, a variação sazonal do fluxo de calor

sensível foi menor devido ao efeito termo-regulador do cambarazal. A energia disponível foi

destinada prioritariamente em fluxo de calor latente (80 %), seguido pelo fluxo de calor

sensível (19,7 %) e pelo fluxo de calor no solo (0,3 %). Houve aumento de 55,8 % da média

diária do Rn da estação seca para a chuvosa. A variação estacional do LE foi significativa,

com incremento de 60,6 % da estação seca para a chuvosa, enquanto H apresentou um

incremento de apenas 16,7 %. Segundo os autores, esses valores máximos na estação chuvosa

estão relacionados à maior disponibilidade hídrica, devido à formação de lâmina de água. O

fluxo de calor no solo (G) apresentou valores positivos na estação chuvosa, indicando que

neste período houve uma liberação de energia das camadas inferiores do solo para a

superfície, ocorrendo um padrão inverso na estação seca. A relação G/Rn apresentou

incremento de 244,4 % da estação chuvosa para a seca, devido à presença de lâmina de água

que impediu a transferência de calor da atmosfera para o solo e vice versa no período

chuvoso.

.

12

3. DADOS E METODOLOGIA

3.1. Sítios Experimentais

3.1.1. Reserva Biológica do Cuieiras – ZF2

O sítio experimental de terra firme escolhido para a obtenção dos dados utilizados nas

investigações do presente trabalho, localiza-se na Reserva Biológica do Cuieiras (Rebio

Cuieiras), com coordenadas 2o36’32,67’’ S, 60

o12’33,48’’ W, 130 m (Figura 3.1), sob os

cuidados do Instituto Nacional de Pesquisas da Amazônia. Situa-se a 60 km ao norte da

cidade de Manaus, no estado do Amazonas, cujo acesso se dá pelo km 50 da BR-174

(Rodovia Manaus – Boa Vista) através da vicinal ZF2, chegando ao km 34, onde desde 1999

medidas de diversas variáveis climáticas e fluxos de energia, vapor de água e gás carbônico

vêm sendo realizadas como parte do Programa de Grande Escala da Biosfera-Atmosfera da

Amazônia (LBA).

Inserida em uma ampla região de floresta, a Rebio Cuieiras possui 22.735 ha de

área de floresta tropical úmida densa de terra-firme, contígua a áreas muito mais extensas

de floresta, típica da parte central da região amazônica (Higuchi et al., 1997), com grande

número de árvores altas e finas, sendo que a altura de mais da metade destas encontra-se entre

14 e 25 m, com emergentes ocasionais estimadas em até 44 m. O dossel é uniforme e possui

aspecto rugoso, com copas globosas, próximas umas das outras, resultando em pouca

passagem de luz para os estratos inferiores (Oliveira et al., 2002; Marques Filho et al., 2005).

Foi realizado por Oliveira et al. (2002) um inventário em 1 ha no platô que se acha próximo

ao km 34 da ZF2, identificando apenas indivíduos com diâmetro à altura do peito (DAP) igual

ou superior a 10 cm, tendo encontrado 670 indivíduos, distribuídos em 48 famílias, 133

gêneros e 245 espécies. McWilliam et al. (1993) classificaram a floresta em um local próximo

como Floresta Ombrófila Densa, com uma biomassa seca acima do solo de 300-350 t ha-1

e

um índice de área foliar variando de 5 a 6. Esta vegetação de floresta é observada

razoavelmente homogênea cobrindo alguns km2 na região, e o sítio é típico de vegetação

natural e topografia da maioria da Amazônia central.

13

Esta área de floresta de terra firme apresenta topografia estratificada, sendo

observadas áreas de platô e de vale, com uma diferença de nível entre as calhas dos igarapés e

a superfície dos platôs que chega a 70 ou 80 m, sendo um pouco menor (40 a 50 m) na área do

sítio experimental (Santos, 1996). Considerando-se áreas concêntricas a partir do local de

medidas, tem-se que em raios de 1, 5 e 10 km os platôs representam 40, 54 e 58

%, respectivamente, da topografia (Araújo et al., 2002). O solo é do tipo latossolo amarelo

álico, de textura argilosa, com boa drenagem (Chauvel, 1982).

Figura 3. 1 – Localização da Reserva Biológica do Cuieiras.

FONTE: Adaptada de PELD (2013).

As características climatológicas locais, obtidas de uma série de dados (1980 - 1990)

de uma estação climatológica do tipo principal, localizada no km 14 da ZF2, são típicas da

Amazônia central com temperaturas elevadas, boa abundância de chuvas ao longo do ano e

uma curta estação seca. Os índices pluviométricos registram totais médios mensais superiores

a 150 mm em pelo menos nove meses do ano (entre outubro e junho) e apenas três meses com

valores inferiores (julho a setembro), sendo março e abril os meses mais chuvosos (> 300

mm) e o mês de agosto apresentando o menor índice (< 100 mm). A precipitação total anual

Rebio

Cuieiras

14

varia de 1400 a 2800 mm e a Zona de Convergência Intertropical (ZCIT) tem um papel

importante no regime pluviométrico da região por deslocar para ela grandes quantidades da

umidade liberada pelo Oceano Atlântico. A umidade relativa média é sempre superior a 80%

e segue o comportamento sazonal da precipitação, e as temperaturas médias mensais variam

entre 25°C (julho) e 27°C (novembro). As máximas oscilam entre 31°C em fevereiro e 33°C

em setembro, enquanto as mínimas estão entre 21°C em julho e 23°C em março (Marques

Filho et al., 2005).

3.1.2. Reserva de Desenvolvimento Sustentável Mamirauá

O sítio de floresta inundável (restinga baixa ou várzea baixa) selecionado para o

presente estudo encontra-se na Reserva de Desenvolvimento Sustentável Mamirauá (RDSM,

Figura 3.2), a primeira unidade de conservação na categoria de reserva sustentável e primeira

existente no ecossistema de várzea. Sua criação é resultado da solicitação, encaminhada em

1985, pelo biólogo Dr. José Márcio Ayres à Secretaria Especial de Meio Ambiente (Queiroz,

2005). Esta reserva é a maior unidade de conservação brasileira formada por florestas

alagadas e a primeira a tentar conciliar a conservação da biodiversidade com o

desenvolvimento sustentável das populações humanas residentes (Sociedade Civil Mamirauá,

1996).

A RDSM é dividida em duas áreas principais: área focal (cerca de 260.000 ha), onde

se desenvolvem, desde 1991, atividades baseadas em pesquisas socioeconômicas e ecológicas

e área subsidiária (cerca de 878.000 ha), manejada progressivamente. A área focal é, por sua

vez, subdividida em zona de proteção permanente, zona de ecoturismo e zona destinada ao

manejo sustentável de recursos naturais. Dentro da área focal, existem nove unidades ou

setores de controle do uso dos recursos naturais denominados: Mamirauá, Jarauá, Tijuaca,

Boa União do Médio Japurá, Aranapú, Barroso, Horizonte, Liberdade e Ingá (Sociedade Civil

Mamirauá, 1996).

Esta reserva está localizada na parte ocidental da Amazônia central (02º 51’ S e 64º

55’ O), a cerca de 70 km do município de Tefé e 600 km a oeste da cidade de Manaus. Ela

cobre uma área de 1.124.000 hectares de várzea entre os rios Japurá, Solimões e canal Auati-

Paraná (Sociedade Civil Mamirauá, 1996). Sua vizinha, a Reserva de Desenvolvimento

Sustentável Amanã, liga a RDSM ao Parque Nacional do Jaú (Schöngart et al., 2005). Estas

15

três unidades juntas constituem um bloco de floresta tropical com cerca de 6.000.000 ha

protegidos oficialmente. Formam o embrião do Corredor Central da Amazônia (MMA /

PPG7) e da Reserva da Biosfera da Amazônia Central (MaB / Unesco) e compõem um sítio

Natural do Patrimônio Mundial (Unesco / IUCN) (Ayres, 1995; Queiroz, 2005).

A área geográfica da RDSM pode ser dividida em várzea alta (10 %) e várzea baixa

(90 %). De acordo com a classificação de Worbes (1997), as áreas de várzea baixa podem ser

classificadas em quatro estágios de desenvolvimento, ou seja, primário, secundário inicial,

secundário final e de clímax. A área de várzea alta encontra-se no estágio de clímax, com

árvores com idades que podem ultrapassar 400 anos. Embora as áreas de floresta de várzea

alta e baixa, no estágio de clímax, sejam caracterizadas por vegetação densa, apresentam

biomassa inferior à dos habitats não-inundáveis similares de terra firme (Ayres, 1995).

Figura 3. 2 – Localização da RDSM no Estado do Amazonas (a e b com contorno vermelho) e

área focal da RDSM (c, com contorno rosa).

FONTE: Adaptada de Peixoto (2007).

(a)

(b)

(c)

16

O clima da região, assim como o restante da Bacia Amazônica, é do tipo Tropical

Úmido, cuja sazonalidade é totalmente dependente do regime hidrológico.

As temperaturas médias mensais na RDSM variam pouco ao longo do ano, ficando

num intervalo entre 25 e 28 ºC. A temperatura varia mais ao longo do dia (cerca de 10 ºC) que

a média mensal ao longo do ano. A temperatura máxima de cada dia é observada entre as 12 e

14 HL (hora local), quando a umidade relativa cai para 40-60 %. A temperatura mínima diária

ocorre sempre entre 3 e 6 HL (21,7 ºC). Na madrugada, a umidade relativa atinge seu ponto

mais alto, com 90 a 100 %. Em meados de junho e de julho, durante uns poucos dias, a

temperatura cai para cerca de 18 ºC, por ocasião do desprendimento de massas de ar das

frentes frias provenientes da região da Antártica, o que ocorre logo após o início da descida

das águas e é chamado, na região amazônica, de “friagem”. (Ayres, 1995; Wittmann e Junk,

2003)

A precipitação média anual na região, entre 1996 e 2000, foi de 3000 mm. Esta região

não possui uma estação seca definida, que é característica de muitas partes do sul da

Amazônia. Existe, no entanto, uma variação considerável durante o ano todo. Na época

chuvosa, de dezembro a março, a precipitação é três vezes maior que entre julho e outubro.

Além disso, chuvas torrenciais, de mais de 50 mm, não são incomuns ao longo do ano nesta

região. (Id., ibid.)

As flutuações anuais do nível das águas dos rios Solimões e Japurá (Figura 3.3)

variam entre 6,6 e 10,1 m (Ayres, 1995). O período de águas altas, ou cheia, inicia em maio

estendendo-se até meados de julho, com pico em junho. Enquanto a seca é composta pelos

meses de setembro, outubro e novembro, com pico em outubro. A enchente inicia no final de

novembro e se estende até o início de maio, enquanto que a vazante começa em meados de

julho e se estende até o mês de setembro (Ramalho et al., 2009). O período de águas altas

ocorre de três a quatro meses depois do pico das chuvas, assim como a seca ocorre entre três a

quatro meses após o pico das águas altas. A velocidade com que a água sobe ou desce varia

bastante, e pode alcançar até 10 cm por dia. A subida das águas é normalmente mais lenta, e

ocorre durante oito meses, a uma taxa média de 5 cm por dia. A descida é muito mais rápida e

ocorre em um pouco mais de 100 dias, a uma taxa média de 8 cm por dia (Ayres, 1995;

Wittmann et al., 2002). Para o caso da área (1 ha) de várzea baixa (em estágio de clímax)

selecionada para os estudos do presente trabalho, e que teve o seu levantamento florístico

(classificação das espécies e medidas dos DAPs) realizado por Wittmann et al. (2004), o

período de inundação é, em média, de 110 dias.

17

a)

b)

c)

d)

e)

Figura 3.3 – Níveis do rio no sítio Mujuí no período inundado em julho de 2010 (a), no

período de transição em fevereiro/2010 (b,c) e no período terrestre em

novembro de 2009 (d,e).

FONTE: Alessandro Michiles e Ralf Gielow.

18

3.2 Instrumentação e Medidas

3.2.1. Floresta de Terra Firme

Na reserva de terra firme, quase todos os dados necessários para o cálculo do balanço

de energia e de seus componentes, além daqueles importantes para a análise dos resultados,

foram coletados no período entre 2009 e 2011 por meio da utilização de uma plataforma de

coleta de dados instalada numa torre micrometeorológica de 54 m (02° 36’ 31” S e 60° 12’

31” O) em uma área de platô médio (130 m acima do nível do mar) no sítio de floresta de

terra firme nas proximidades do km 34 da estrada ZF2, na Reserva do Cuieiras (Figura 3.4).

Desta forma, os componentes do BES saldo de radiação e fluxo de calor no solo foram

medidos por meio do sistema de medidas e aquisição montado na torre. Para o cálculo da

TAE, fluxo de calor sensível e fluxo de calor latente foram utilizados os dados de temperatura

e umidade relativa do ar, obtidos por este sistema.

Figura 3.4 – Torre micrometeorológica da floresta de terra firme na Reserva do Cuieiras.

FONTE: Michiles (2005).

19

Os demais dados instrumentais utilizados no desenvolvimento do trabalho e na análise

de seus resultados, como precipitação pluviométrica e pressão atmosférica, também foram

obtidos a partir do sistema da torre micrometeorológica.

Todas as medidas citadas foram realizadas pela equipe especializada do LBA e todos

os dados foram retirados da base de dados micrometeorológicos deste programa. A lista

completa dos instrumentos e as alturas em que se realizaram as medições é apresentada na

Tabela 3.1.


alturas em que foram realizadas as medições na torre da Rebio Cuieiras.

Variável Meteorológica Instrumento Altura (m)

Radiação de onda curta incidente

e refletida (W m2

)

Piranômetro 44,60

Radiação de onda longa incidente

e emitida (W m2

)

Pirgeômetro 44,60

Temperatura do ar (oC)

Resistência de Platina e

Termohigrômetro (*)

5,20; 15,60; 28,00;

35,50; 42,50; 51,10

Umidade relativa do ar (%)

Termohigrômetro

51,10

Pressão atmosférica (mb)

Barômetro 32,45

Precipitação pluviométrica (mm)

Pluviômetro

51,35

Fluxo de calor no solo (W m2

)

Placa de fluxo (Figura 3.8b) - 0,05

(*) Termohigrômetro utilizado apenas em 51,10 m.

20

3.2.2. Floresta de Várzea Baixa

Na floresta de várzea baixa, os dados necessários para o cálculo dos fluxos turbulentos

de calor, da TAE e da partição de energia (temperatura do ar, temperatura de tronco, umidade

relativa do ar, saldo de radiação e fluxo de calor no solo) foram coletados através de uma

estrutura de 20 m (02º 51’ 33” S e 64º 55’ 03” O), instalada em uma árvore na área de floresta

de várzea baixa (Figura 3.5). Esta área com a árvore instrumentada esteve localizada no sítio

Mujuí, na Comunidade do São Raimundo do Jarauá (setor Jarauá), pertencente ao Município

de Alvarães. Tais dados foram obtidos entre novembro de 2009 e abril de 2011. A aquisição e

armazenamento destes dados foram realizados através de um datalogger (Figura 3.6)

instalado acima do nível máximo de inundação já registrado (cerca de 5,0 m, segundo

Wittmann et al., 2004), programado para realizar medidas de minuto em minuto e médias

calculadas e armazenadas a cada 10 minutos. A lista completa dos instrumentos utilizados na

aquisição destes dados e as alturas em que se realizaram as medições é apresentada na Tabela

3.2.

a)

b)

Figura 3.5 – Árvore “seringa barriguda”, na qual foram instalados os instrumentos

para coleta de dados no período terrestre (a) e no período inundado (b).


21

Figura 3.6 – Datalogger instalado na árvore a 5,0 m de altura.


Verificou-se que o saldo-radiômetro, por estar muito próximo da copa das árvores da

floresta (Figura 3.7), em razão do nível em que foi instalado (20 m), subestimou os valores de

radiação refletida de ondas curtas (Rout), dada a pequena área de representatividade captada

pelo sensor e que inclui aberturas na copa (Figura 3.6). Dessa forma, uma vez que, durante o

período diurno, os componentes do balanço de radiação de ondas longas praticamente se

anulam, considerou-se que o equipamento realizou medidas de radiação incidente de ondas

curtas (Rin) durante o dia. Adicionalmente, estimou-se Rn como sendo 87,5 % do valor medido

pelo saldo-radiômetro, com 12,5 % representando Rout. Este valor é baseado em resultados de

trabalhos realizados em florestas de terra firme da Amazônia Central (Michiles, 2009; Silva,

2009).

Figura 3.7 – Localização do Saldo-Radiômetro instalado na árvore representativa e a abertura

na copa indicados pela seta e círculo vermelhos, respectivamente.

FONTE: Adaptada de Alessandro Michiles e Ralf Gielow.

22

Os dados de precipitação pluviométrica foram coletados por um pluviômetro de

báscula montado numa estação meteorológica instalada numa plataforma dentro da floresta,

nas proximidades do cano do Lago Mamirauá (03º 02’ 22” S e 64º 51’ 41” O). Estes dados

foram armazenados num datalogger a cada 60 minutos.

Já os dados de nível de água foram coletados utilizando-se réguas de alumínio de 5

metros em dois lances, e estas foram equipadas com réguas linimétricas do tipo Water Mark

Stream Gauges Style M. A escala utilizada teve a precisão mínima de 0,01 m. A leitura do

nível da água foi realizada diariamente sempre no período da manhã considerando a variação

do nível da água em centímetros em relação ao dia anterior. Todos os dados coletados foram

corrigidos para metros acima do nível do mar. As coletas foram realizadas no cano do Lago

Mamirauá (03º 06’ 55” S e 64º 47’ 50” O), próximo ao Flutuante Mamirauá (Instituto de

Desenvolvimento Sustentável Mamirauá, 2010).

Para avaliação da TAE nos troncos, foi selecionada uma árvore representativa das

espécies dominantes na floresta do sítio que, de acordo com o levantamento realizado por

Wittmann et al. (2004), foi a popularmente conhecida como “seringa barriguda” (Figura 3.5),

da espécie Hevea benthamiana e da família Euphorbiaceae. Assim, o seu tronco foi

instrumentado na face norte com termopares em três níveis de altura (Figura 3.8a), com duas

ou três profundidades cada (Tabela 3.2).


alturas em que foram realizadas as medições na estrutura da árvore no sítio

Mujuí.

Variável Meteorológica Instrumento Altura (m) Profundidade (cm)

Saldo de radiação (W m2

)

Saldo-radiômetro 20,0 -

Temperatura do ar (ºC)

Termo-higrômetro 5,0; 12,5 -

Umidade Relativa do ar (%)

Termo-higrômetro 5,0; 12,5 -

Temperatura do tronco (ºC)

Termopares

1,0;

7,5;

12,5

11,0; 5,0; 2,0

6,0; 2,0

5,0; 1,5

Fluxo de calor no solo (W m2

)

Placa de fluxo

(Figura 3.8b) - 5,0

23

Os dados de temperatura da água também foram obtidos através dos termopares

instalados junto à árvore selecionada.

A maior parte dos dados da floresta de várzea baixa que serão utilizados no presente

trabalho (temperatura do ar, temperatura de tronco, umidade relativa do ar, saldo de radiação e

fluxo de calor no solo) foi obtida por Gielow e Michiles (2006), autores do projeto de

pesquisa intitulado “Estimativas da taxa de armazenamento de energia e análise do seu papel

no balanço de energia em regiões de florestas inundáveis na Amazônia central”, coordenado

por Ralf Gielow, pesquisador titular do Instituto Nacional de Pesquisas Espaciais (INPE). Os

demais dados necessários (precipitação e nível de água) foram disponibilizados pela equipe

do Sistema de Monitoramento Integrado do Instituto de Desenvolvimento Sustentável

Mamirauá (Instituto de Desenvolvimento Sustentável Mamirauá, 2010).

a)

b)

Figura 3.8 – Termopares utilizados para medir as temperaturas do tronco da árvore

(a) e placa de fluxo utilizada para medir o fluxo de calor no solo (b).


3.3 Cálculo do Balanço de Energia em Superfície

O balanço de energia em superfície constitui um dos alicerces mais fundamentais da

micrometeorologia de florestas moderna, evidenciando a chegada, a saída e o armazenamento

de energia no volume ocupado pela vegetação e suas circunvizinhanças (Finnigan et al.,

2001). A equação que descreve o BES é baseada no princípio da conservação de energia, ou

24

melhor, é tratada como uma formulação da primeira lei da termodinâmica. Esta lei básica da

física é usualmente obtida concebendo um sistema (volume) em equilíbrio termodinâmico,

isto é, um sistema que está inicialmente em repouso e, após trocar calor com suas vizinhanças

e realizar ou sofrer trabalho mecânico, retorna ao estado de repouso, numa nova situação de

equilíbrio. Para tal sistema, a primeira lei da termodinâmica estabelece que a variação de

energia interna é igual à diferença entre o calor adicionado ao sistema e o trabalho realizado

por ele (Sears e Salinger, 1975; Holton, 2004).

Diante disto, a equação do balanço pode ser escrita, para uma região de floresta,

fazendo uso do conceito de volume de controle. Assim, como o volume precisa ser

considerado constante, não há efetivação de trabalho mecânico, observando que os vários

fluxos de calor devem ser integrados sobre a superfície do volume de controle (a direção do

fluxo não é importante) e que o saldo da convergência e divergência dos fluxos em todas as

direções determina o armazenamento ou a liberação de energia por este volume (variação da

energia interna do sistema termodinâmico). Daí, assumindo que a vegetação é opaca à

radiação de ondas longas (não há reflexão deste tipo de radiação) e que abaixo da interface

solo-ar existe uma coluna que se estende até uma profundidade na qual os fluxos verticais de

calor são desprezíveis, a equação do balanço de energia pode ser escrita como a seguir

(Sellers, 1966; Arya, 2001; Wilson et al., 2002):

(3.1)

na qual Rn é o saldo de radiação; H e LE são os fluxos turbulentos verticais (convectivos) de

calores sensível e latente, este último em virtude da evapotranspiração, com L e E

representando, respectivamente, o calor latente de vaporização da água e o fluxo turbulento de

massa de vapor de água; μB é o fluxo turbulento vertical de dióxido de carbono (CO2), com μ

denotando a energia específica equivalente para fixação de CO2 (Monteny et al., 1985;

Blanken et al., 1997); S é a TAE no volume de controle que encerra a vegetação; G é o fluxo,

por condução, de calor no solo; e

são, respectivamente, as advecções médias horizontal

e vertical de energia no volume de controle; é a advecção horizontal dos fluxos

turbulentos de calor e de massa no volume de controle. Todos os termos da Equação 3.1 são

dados em W m2

e, separadamente, L, E, e B, são dados, respectivamente, em J kg−1

, kg m−2

s−1, J μmol

−1 e μmol m

−2 s−1

.

25

Em geral, nos estudos de micrometeorologia de florestas, os termos advectivos da

Equação 3.1 não são considerados, seja pela adoção de homogeneidade horizontal, por

assumir que alguns termos são pouco representativos ou por dificuldades de medição. Dessa

forma, para o cálculo do balanço de energia nas regiões de floresta de terra firme e de várzea

baixa escolhidas para esse estudo, utilizou-se uma versão simplificada da Equação 3.1,

excluindo-se os termos advectivos, pela adoção de homogeneidade horizontal, e o fluxo de

CO2, por se tratarem de sítios de floresta em estágio de clímax, com uma biomassa total que

pode ser considerada estável, indicando que a magnitude deste termo deve ser muito pequena

em relação aos outros componentes do BES. Portanto, a equação do BES utilizada no presente

trabalho foi a seguinte:

(3.2)

Uma ilustração esquemática das trocas de energia que ocorrem no sistema solo-

vegetação-atmosfera, através de um volume de controle, é apresentada na Figura 3.9.

Figura 3.9 – Esquema das trocas de energia no sistema solo-vegetação-atmosfera que ocorrem

num volume de controle, em períodos sem precipitação, durante o ciclo diurno.

FONTE: Adaptada de Michiles (2009).

Rn

H

LE

μB S

G

26

3.4 Cálculo da Umidade Específica

Uma vez que, para o período em que as análises do presente trabalho foram feitas, não

ocorreram medições de perfil vertical de umidade relativa do ar na torre micrometeorológica

da Rebio Cuieiras e estes dados são necessários para um cômputo mais preciso do

componente Sq da TAE no ar desta floresta (ver Seção 3.6), utilizaram-se dados de

temperatura do ar coletados pelo sistema da referida torre, na altura de 51,1 m, e de umidade

relativa na mesma altura, para serem obtidos ajustes polinomiais de 2º grau, por mínimos

quadrados, entre estes dados. Desta forma, foram desenvolvidas duas expressões, uma para a

estação seca e outra para a estação úmida do sítio de terra firme, para que o perfil de umidade

relativa pudesse ser calculado tomando-se como base os dados de temperatura do ar coletados

pelo sistema da torre nas alturas de 5,2, 15,6, 28,0, 35,5 e 42,5 m. Abaixo são apresentadas as

expressões resultantes para as estações seca (R2=0,94) e úmida (R

2=0,78), respectivamente:

(3.3a)

e

(3.3b)

nas quais URi e Ti representam, respectivamente, as umidades relativas e temperaturas do ar

em cada nível de altura i. Os dados utilizados para os ajustes foram obtidos durante 20 dias,

não-consecutivos, de cada estação.

Para a determinação dos componentes LE e Sq (TAE no ar da floresta devido às

variações de umidade específica), tanto para a floresta de terra firme quanto para a floresta de

várzea baixa, foram calculadas as umidades específicas qi, para cada nível de altura i, por

meio de:

(3.4)

sendo patm a pressão atmosférica e ei a pressão de vapor atual para cada nível i. Calculou-se ei

com base nos valores dos perfis de umidade relativa (UR), utilizando-se a seguinte relação

simples:

27

(3.5)

com esi representando a pressão de saturação de vapor, para cada nível i, a qual foi calculada

através da expressão abaixo:

(3.6)

na qual Ti é a temperatura do ar medida em cada nível de altura.

3.5 Estimativas dos Fluxos de Calor Sensível e de Calor Latente

No desenvolvimento do presente estudo foi utilizado, para a estimativa dos fluxos

turbulentos de calores sensível H e latente LE, o Método do Balanço de Energia (MBE)

segundo a Razão de Bowen. Este é considerado um método indireto, quando comparado a

outros como, por exemplo, o MCVT e os lisímetros de pesagem (Oliveira, 2004).

O MBE, utilizado para a determinação do transporte vertical turbulento de vapor de

água para a atmosfera, fundamenta-se no princípio de conservação da energia aplicado aos

diferentes fluxos energéticos que atuam na superfície.

A partir da equação do balanço de energia, considerando sua forma simplificada

(Equação 3.2), tem-se que:

(3.7)

na qual β é a razão de Bowen, que é definida como sendo a razão entre o fluxo de calor

sensível e o fluxo de calor latente:

(3.8)

28

O MBE requer algumas suposições como, por exemplo, que próximo à superfície do

solo, não haja advecção horizontal de calor e de vapor de água. Portanto, os fluxos verticais

turbulentos de vapor de água (LE) e de calor (H) são proporcionais aos gradientes verticais de

umidade específica e de temperatura, respectivamente. Dessa forma, tem-se:

Δ

Δ

(3.9)

Δ

Δ

(3.10)

com ρa e cp denotando, respectivamente, a massa específica e calor específico à pressão

constante do ar seco, e Kw e Kh sendo os coeficientes de transferência turbulenta vertical do

vapor de água e calor, respectivamente. Os termos ΔT/Δz e Δq/Δz são, por sua vez, os

gradientes verticais médios de temperatura e umidade específica, respectivamente.

Substituindo as Equações 3.9 e 3.10 na Equação 3.8, obtém-se:

Δ

Δ

(3.11)

com ΔT/Δq sendo a razão entre as diferenças de temperatura e umidade específica do ar em

dois níveis.

Em condições de instabilidade, estabilidade e neutralidade da atmosfera, os

coeficientes de transferência turbulenta de calor sensível e de vapor de água são iguais (Kw =

Kh). Dessa forma, substituindo a umidade específica

na Equação 3.11 e aplicando

o resultado na Equação 3.7, obtém-se:

Δ

Δ

(3.12)

na qual

(hPa °C

-1) é o parâmetro psicrométrico e ΔT/Δe é a razão entre as

diferenças de temperatura e pressão de vapor, entre dois níveis.

29

Por fim, utiliza-se a Equação 3.2 para calcular H através dos outros termos já

conhecidos (resíduo do BES): Rn, LE, S e G.

3.6. Cálculo das Taxas de Armazenamento de Energia

A taxa de armazenamento de energia S é definida como a taxa de variação temporal de

energia específica ES (dada em J m−3

) armazenada num volume V, causada pelo fluxo de calor

F que ocorre através da superfície externa deste volume, por unidade de área de solo AG.

Matematicamente, escreve-se como (Michiles, 2009):

(3.13)

A TAE total em uma floresta é composta pelos seguintes termos que representam os

armazenamentos acima do solo: térmico no ar (Sar), térmico na biomassa (Sbio) e bioquímico

(μSc). Em floresta inundável, quando da presença de uma camada de água, considera-se

também o termo de armazenamento na água, Ság (Gielow e Michiles, 2006; Michiles e

Gielow, 2008; Michiles, 2009). Desta forma:

(3.14)

A TAE no ar possui dois componentes que resultam das mudanças de temperatura no

ar, ST, e de umidade específica, Sq, como segue:

(3.15)

Pode-se subdividir a TAE na biomassa da floresta em duas partes principais, a saber:

(3.16)

30

em que Str e Soc são, respectivamente, a TAE nos troncos e nos outros componentes da

biomassa. A TAE nos outros componentes constitui-se em cinco parcelas da biomassa, ou

seja:

(3.17)

sendo Sr, Sg, Sf, Sm e Sl, respectivamente, a TAE nos ramos, nos galhos, nas folhas, na madeira

morta e na liteira. Por sua vez, a TAE na liteira se divide em duas outras parcelas, isto é:

(3.18)

na qual Sl1 é a TAE nas mudas e Sl2 é a TAE nas raízes externas e na liteira fina, que se

compõe, essencialmente, de folhas mortas depositadas sobre o solo da floresta.

Foram realizadas as estimativas de todos os componentes apresentados na Equação

3.14. Apenas o termo de armazenamento de dióxido de carbono, μSc, não será considerado

nos cálculos da TAE total, S. Em virtude de seus valores extremamente pequenos em termos

energéticos (W m−2

), principalmente para sítios de floresta em estágio de clímax, sua inclusão

para o cálculo de S não é necessária.

3.6.1. Taxas de Armazenamento de Energia na Floresta de Várzea Baixa

3.6.1.1. Taxas de Armazenamento de Energia no Ar

Num volume elementar de ar de altura dz, área superficial dA, através da qual o calor

flui verticalmente causando alterações nos valores de sua energia específica ES = ρacpT, a

TAE resultante das variações de temperatura, ST, é dada pela resolução da Equação 3.13

como:

(3.19)

31

em que zr é uma altura de referência.

Para o cálculo da Equação 3.19, foi utilizado o método de derivação por diferenças

finitas centradas e a integração pelo método dos trapézios. Assim, concebendo 3 camadas

horizontais de espessuras variáveis, determinadas pelos níveis de altura em que se instalaram

os instrumentos para as medições da temperatura do ar T, e um intervalo de tempo Δt, obteve-

se a equação:

Δ

Δ

Δ

Δ

Δ

Δ

Δ

Δ

(3.20)

A TAE no ar, causada pelas mudanças nos valores de umidade específica, Sq,

tomando-se por base a Equação 3.13, da mesma forma como para ST, pode ser calculada por

meio de:

(3.21)

Utilizando os mesmos métodos numéricos citados acima (derivação por diferenças

finitas centradas e integração por trapézios), a expressão final aplicada para o cálculo de Sq foi

a seguinte:

Δ

Δ

Δ

Δ

Δ

Δ

Δ

Δ

(3.22)

32

3.6.1.2. Taxa de Armazenamento de Energia nos Troncos

Como citado anteriormente (Seção 3.2.2), a maior parte dos dados da floresta de

várzea baixa a serem utilizados no presente trabalho, inclusive os necessários para o cálculo

da TAE, foi obtida por Gielow e Michiles (2006). Desta forma, o cálculo aproximado da TAE

nos troncos, Str, foi realizado com base em um tronco “médio” teórico que apresenta as

características médias dos N indivíduos encontrados pelos autores na área AG da floresta de

várzea baixa, em termos de dimensões espaciais (diâmetro e altura), massa específica e calor

específico. As temperaturas de tronco necessárias para o cômputo do fluxo de calor foram

medidas pelos autores em uma árvore “representativa” da floresta, entre as espécies

dominantes, que se aproximasse destas características médias. Desta forma, considerando Fr

como o fluxo de calor que ocorre no tronco da árvore representativa, o fluxo total no conjunto

de N troncos é F = NFr. Portanto, usando a Equação 3.13 expressa em coordenadas

cilíndricas, para uma altura de tronco de referência ztr, a TAE nos troncos é dada por

(Michiles, 2009):

(3.23)

na qual ρtr, ctr e R são, respectivamente, a massa específica fresca (ou verde), o calor

específico e o raio do tronco médio, e Ttr é a temperatura medida no tronco da árvore

representativa. Em virtude da geometria natural dos troncos ser relativamente cônica, se faz

necessária a inclusão de um fator de correção que relacione o volume entre duas seções retas

de um cone (tronco de cone) com o volume cilíndrico considerado para a obtenção da

Equação 3.23, ou seja:

(3.24)

em que f representa o “fator de forma” de tronco (Blanken et al., 1997). Assim, incluindo f

na Equação 3.23 e integrando-a em θ, admitindo que Ttr não varia com o ângulo (Michiles,

2004) e que ρtr e ctr são constantes radialmente e verticalmente, o resultado é:

33

(3.25)

Aplica-se a derivação por diferenças finitas centradas e a integração pelo método dos

trapézios, em r e z. Assim sendo, considerando 4 camadas horizontais de tronco, de

espessuras variáveis (ztr(i) − ztr(i−1)), e 3 raios rij obtidos, respectivamente, pelos níveis de

altura (i) e profundidades (j) radiais em que foram instalados os instrumentos na árvore

escolhida para as medições da temperatura Ttr, a forma da Equação 3.25 utilizada foi:

Δ

Δ

Δ

Δ

Δ

Δ

Δ

Δ

Δ

Δ

Δ

Δ

Δ

Δ

Δ

Δ

(3.26)

3.6.1.3. Taxa de Armazenamento de Energia nos Outros Componentes da Biomassa

O armazenamento de energia nos demais componentes da biomassa (nos ramos, nos

galhos, nas folhas, na madeira morta e na liteira) calcula-se também com base na Equação

3.13, isto é:

(3.27)

em que ρoc e coc são, respectivamente, a massa específica e o calor específico estimados para

cada um dos componentes da biomassa citados acima, e Trc é a temperatura de referência, que

pode ser do ar ou do tronco da árvore representativa, utilizada para o cálculo da TAE em cada

34

um destes componentes. Uma vez que, nas florestas da Amazônia, os valores de massa total

dos outros componentes da biomassa são bem menores que a massa total de troncos, assumiu-

se, por simplicidade, que ρoc, coc e Trc são constantes em todo o volume individual dos

componentes. Por conseguinte, realizando a integração da Equação 3.27, considerando as

aproximações citadas, obtem-se o resultado (Michiles, 2009):

(3.28)

Como a massa fresca por unidade de área de solo é moc = ρocVoc / AG, a Equação 3.28

expressa em diferenças finitas centradas torna-se:

Δ Δ

(3.29)

Fazendo uso da Equação 3.29, com os respectivos valores de massa por unidade de

área e de calor específico para cada componente da biomassa, estimaram-se os termos Sr, Sg,

Sf, Sm e Sl. Na Tabela 3.3 mostram-se os termos calculados, as temperaturas usadas, as alturas

e as profundidades em que estas temperaturas foram medidas.

Tabela 3.3 - Componentes da TAE na biomassa calculados, as temperaturas de referência

utilizadas (T para o ar, Ttr para o tronco da árvore representativa), as alturas e as

profundidades em que foram medidas.

Componentes da TAE Temperatura de

Referência

Altura

(Profundidade)

Sr (ramos) Ttr 12,5 m (1,5 cm)

Sg (galhos) T 12,5 m

Sf (folhas) T 12,5 m

Sm (madeira morta) Ttr 1,0 m (2,0 cm)

Sl (liteira) T 5,0 m

35

3.6.1.4. Taxa de Armazenamento de Energia na Água

Especificamente no sítio de floresta de várzea baixa, para o cálculo da TAE total em

períodos durante os quais se verificaram a presença de uma camada de água, além dos outros

componentes foi considerado também o termo de armazenamento na água, Ság.

A TAE na água foi calculada tomando-se por base a Equação 3.13, da mesma forma

como para ST (Equação 3.19), por meio de:

(3.30)

em que ρág e cág são, respectivamente, a massa específica e o calor específico da água, Ttr1 é a

temperatura do tronco na altura de 1,0 m e na profundidade de 2,0 cm, e zn é o nível da água

no sítio.

Para o cálculo da Equação 3.30, utilizando os mesmos métodos da Equação 3.20,

porém, considerando apenas uma camada horizontal com espessura determinada pelo nível da

água no sítio, obtém-se a equação:

Δ

Δ

(3.31)

3.6.2. Taxas de Armazenamento de Energia na Floresta de Terra Firme

Na floresta de terra firme, a TAE no ar foi calculada utilizando-se o mesmo método

descrito na seção 3.6.1.1 para a floresta de várzea baixa. Porém, considerando-se agora 6

camadas horizontais de espessuras variáveis, determinadas pelos níveis de altura em que se

instalaram os instrumentos para as medições da temperatura do ar na torre da Rebio Cuieiras,

tem-se as equações:

36

(3.32)

(3.33)

Apesar da importância da TAE como componente do balanço de energia em superfície

para curtos períodos de tempo em florestas altas, as temperaturas dos troncos quase nunca são

medidas (Michiles e Gielow, 2008). Devido à indisponibilidade de tais dados no sítio da

Reserva do Cuieiras durante o período de interesse, utilizou-se um método simples proposto

por Michiles e Gielow (2008) para estimar a TAE nos troncos, na copa das árvores e no

estrato inferior através de medidas de temperatura do ar acima do dossel.

Michiles e Gielow (2008) obtiveram expressões empíricas para uma área de floresta

do platô da Reserva Biológica do Cuieiras, considerando as dimensões, a biomassa e as

propriedades térmicas das árvores desta floresta. Desta forma, os valores de meia-hora da

TAE nos troncos foram obtidos através da seguinte expressão simplificada:

na qual é a massa de troncos por unidade de área (kg m-2

), é o calor específico do

tronco “médio” (J kg-1 o

C-1

), é um coeficiente de ajuste e é a variação da temperatura

do ar medidas em intervalos de tempo (s) de 30 minutos, num nível de referência .

37

Para estimar a TAE na copa das árvores utilizou-se:

na qual mr, mg e mf representam a massa dos ramos, galhos e folhas por unidade de área (kg

m-2

), respectivamente; cr, cg, e cf representam o calor específico dos ramos, galhos e folhas (J

kg-1 o

C-1

), respectivamente; e são coeficientes de ajuste.

Finalmente, para o cálculo da TAE no estrato inferior da floresta foi utilizada a

seguinte equação:

na qual map, mmm, mmu, mlt e moc são a massa das árvores pequenas,madeira morta, mudas, liteira

e dos outros componentes da biomassa por unidade de área, respectivamente; cmm e clt são o

calor específico da madeira morta e da liteira, respectivamente; e são coeficientes de

ajuste.

3.7. Informações da Biomassa

A fim de realizar o cômputo da TAE em todos os componentes da biomassa,

utilizaram-se, no presente trabalho, informações do inventário florestal de 1 hectare realizado

por Oliveira et al. (2002) no platô da Rebio Cuieiras e por Wittmann et al. (2004) na floresta

de várzea baixa (em estágio de clímax) do sítio Mujuí.

3.7.1 Avaliação dos Parâmetros Espaciais das Árvores na Floresta de Várzea Baixa

Para o cálculo da TAE nos troncos, Str, são necessárias informações a respeito da

estrutura das árvores da floresta. Entre estas informações, estão as dimensões espaciais das

árvores, que são constituídas, basicamente, do diâmetro e da altura de cada indivíduo.

38

Tomando-se como base os valores de DAP (dBH, dado em cm) medido na floresta de várzea

baixa, Michiles (2009) e Gielow e Michiles (2006) calcularam a área basal AB (área da seção

reta horizontal do tronco de árvore na altura de 1,5 m), considerando que os troncos

apresentam áreas circulares, ou seja:

(3.37)

Além do DAP, também foi considerado pelos autores um outro parâmetro para o

diâmetro do tronco médio e a escolha da árvore representativa. Destarte, utilizou-se o

“diâmetro quadrático padrão” (QSD) da floresta (Cummings et al., 2002), cuja definição é

dada pela seguinte expressão:

(3.38)

na qual ABT representa o somatório das áreas basais de todas as N árvores inventariadas no

sítio. Seguindo os autores, como não se dispunham de medidas de alturas de árvores, foram

calculadas as alturas (h) com base em fórmulas empíricas obtidas por Cummings et al. (2002),

por meio de regressões entre dados coletados em diversas áreas de floresta na Amazônia.

Assim sendo, a expressão para a estimativa das alturas das árvores com DAP < 20 cm foi:

(3.39)

e para árvores com DAP ≥ 20 cm:

(3.40)

Para a estimativa do fator de forma de tronco f, dado pela Equação 3.24, para cada

camada de tronco, determinaram-se os volumes de tronco de cone e cilíndrico por meio das

relações abaixo:

39

(3.41)

(3.42)

nas quais Ri representa o raio do tronco médio em cada nível de altura ztr(i), em que se

inseriram os sensores na árvore representativa do sítio. Utilizando o valor de QSD calculado,

obteve-se o raio R1 (igual a QSD / 2) para o primeiro nível de altura. Estimaram-se os raios

para os demais níveis de altura pelo ajuste de parábolas entre os diâmetros e alturas (hm(i))

medidos na árvore representativa, substituindo o coeficiente linear pelo valor de QSD

encontrado (38,6). Diante disto, a expressão empregada foi:

(3.43)

Finalmente, obtiveram-se os valores de rij pela diferença entre os raios estimados para

cada nível de altura, Ri, e as profundidades em que foram instalados os termopares na árvore

representativa.

3.7.2 Determinação das Massas Específicas e dos Calores Específicos

As informações de massa específica fresca e de calor específico dos troncos são

essenciais para a classificação das árvores e para a escolha da árvore representativa. Além

disso, como descrito nas Seções 3.6.1.2 e 3.6.1.3, os valores de calor específico dos

componentes da biomassa são necessários para a realização dos cálculos da TAE nestes.

Para calcular a massa específica fresca dos troncos na floresta de várzea baixa,

empregou-se o valor médio de massa específica seca para a Amazônia (ρseca = 0,69 g cm3

)

apresentado por Fearnside (1997) e o conteúdo de umidade de troncos de florestas de terra

firme (qtr = 0,39) obtido por Higuchi et al. (1998), utilizando-se a seguinte equação:

(3.44)

40

Os calores específicos (de madeira fresca) dos troncos, ramos e galhos, ctr,r,g, foram

determinados como uma função do calor específico da celulose, ccel, do conteúdo de umidade,

qtr,r,g, dado por Higuchi et al. (1998), e do valor do calor específico da água, cág (igual a 4184

J kg−1

K−1

), por meio da equação apresentada por Marshall (1958):

Δ

(3.45)

na qual Δc (igual a 335 J kg−1

K−1

) é um fator de correção devido ao calor de umedecimento

dos poros da celulose seca e ccel foi obtida como função da temperatura média do ar da

floresta de cada sítio, para os respectivos períodos de estudo (25,0 ºC para a Rebio Cuieiras e

25,8 ºC para a RDSM), através da relação (Skaar, 1972):

(3.46)

O calor específico da madeira morta, cmm, foi também estimado pelo uso das Equações

3.45 e 3.46, desprezando os efeitos de Δc e considerando que este componente apresenta

metade do conteúdo de umidade dos troncos, porquanto não ocorre fluxo de seiva e a retenção

de água é menor nesta parte da biomassa da floresta (Michiles, 2009). Para o cálculo do calor

específico das folhas e da liteira, cf,lt, aplicou-se a seguinte expressão, adaptada de Blanken et

al. (1997):

(3.47)

em que qf,lt é o conteúdo de umidade das folhas (Higuchi et al., 1998) e da liteira (Silva,

2007). Devido à falta de informações sobre o conteúdo de umidade das mudas, e

considerando a aproximação da composição e estrutura física entre este componente e os

galhos, utilizou-se o valor calculado para o calor específico dos galhos para o cálculo de Sl1.

Em virtude do mesmo problema de indisponibilidade de medidas de umidade, e seguindo a

mesma lógica aplicada para as mudas, foi usado o calor específico dos galhos para os

componentes de pequeno porte.

41

3.7.3 Estimativas da Distribuição de Biomassa Aérea

Conforme citado na Seção 3.6.1.3, a determinação da massa fresca, por unidade de

área de solo da floresta, é fundamental para o cálculo da TAE nos outros componentes da

biomassa. Assim sendo, inicialmente, estimaram-se as massas frescas totais, Mf, de cada

indivíduo da floresta, fazendo uso dos valores de DAP medidos e das expressões apresentadas

por Higuchi et al. (1998). Desta forma, entrando com valores de dBH em cm, utilizaram-se as

seguintes fórmulas empíricas, para DAP < 20 cm:

(3.48)

e para DAP ≥ 20 cm:

(3.49)

Com o valor de biomassa aérea total para a floresta, Mt = ΣMf, de informações sobre a

distribuição dessa biomassa (Higuchi e Carvalho, 1994) e de correlações entre Mt e os

componentes do estrato inferior da floresta (Nogueira et al., 2008), estimaram-se os valores

de mtr, mr, mg, mf, mm, ml1 e ml2. Destarte, a relação geral usada foi:

(3.50)

na qual Kcb denota o coeficiente publicado na literatura para o cálculo da massa de cada

componente da floresta, com base em Mt. Os valores de conteúdo de umidade, do coeficiente

Kbc, dos calores específicos e da massa fresca por unidade de área de solo, para cada

componente da biomassa das florestas de terra firme e de várzea baixa apresentam-se nas

Tabelas 3.4 e 3.5, respectivamente.

Dadas as informações de diâmetro quadrático padrão, massa específica e calor

específico para a floresta do sítio Mujuí, selecionou-se a árvore da espécie Hevea

benthamiana, da família Euphorbiaceae, popularmente conhecida como “seringa barriguda”,

como representativa para esta floresta, visto que os valores de QSD (36,1 cm), ρtr (1131,0

42

kg m3

) e ctr (2400,7 J kg-1

ºC1

), obtidos para ela, são os que, conjuntamente, mais se

aproximam das propriedades do tronco médio.



da biomassa da floresta da Rebio Cuieiras.

Componente da biomassa qcb (kg kg1

) Kcb ccb (J kg-1

ºC1

) mcb (kg m2

)

Troncos 0,39 0,656 2410,7 43,79

Ramos 0,39 0,178 2401,3 11,88

Galhos 0,43 0,146 2460,6 9,75

Folhas 0,52 0,020 2771,1 1,34

Árvores pequenas 0,39 0,064 2401,3 4,27

Mudas 0,43 0,043 2460,6 2,87

Madeira morta 0,20 0,094 1731,0 6,28

Liteira 0,43 0,041 2506,2 2,74

Pequeno porte 0,43 0,055 2460,6 3,68



da biomassa da floresta do sítio Mujuí.

Componente da biomassa qcb (kg kg1

) Kcb ccb (J kg-1

ºC1

) mcb (kg m2

)

Troncos 0,39 0,656 2400,7 51,28

Ramos 0,39 0,178 2400,7 13,91

Galhos 0,43 0,146 2460,0 11,41

Folhas 0,52 0,020 2770,7 1,56

Mudas 0,43 0,043 2460,0 3,36

Madeira morta 0,20 0,094 1730,3 7,35

Liteira e raízes externas 0,43 0,041 2505,7 3,20

43

4. RESULTADOS E DISCUSSÕES

4.1 Disponibilidade de Dados e Dias Selecionados para Análise

4.1.1 Floresta de Terra Firme

Os dados utilizados para a geração dos resultados apresentados neste trabalho,

referentes ao sítio da Reserva Biológica do Cuieiras, foram coletados durante os anos de

2009 a 2011, totalizando 1095 dias, entre 1º de janeiro de 2009 e 31 de dezembro de 2011,

em conformidade com o descrito na Seção 3.2.

No entanto, considerando o conjunto de grandezas físicas necessárias para as análises

e cálculos descritos nas seções anteriores e pelo fato de se ter decidido pelo não

preenchimento artificial das falhas encontradas no período, teve-se uma redução do número

de dias analisados. Para a realização do monitoramento ambiental foi retirado o ano de 2011,

por conta de erros nos perfis de temperatura do ar e a maior parte do mês de fevereiro de

2010, por ocorrência de valores irreais das variáveis meteorológicas (exceto a precipitação).

Para a realização dos cálculos dos componentes do balanço de energia, dos 1095 dias de

coletas, foram escolhidos 393 (dos anos de 2009 e 2010) com os dados necessários em todos

os horários de coleta. As variáveis consideradas nesta seleção foram as seguintes: radiação de

ondas curtas incidente e refletida, radiação de ondas longas incidente e emitida, perfil vertical

de temperatura do ar e precipitação pluviométrica.

Para examinar sazonalmente os fluxos de energia no sítio, levando-se em consideração

a as características climatológicas da região (Seção 3.1.1), selecionaram-se dois períodos

representativos: os meses de dezembro a abril para descreverem a estação úmida e os de julho

a setembro para a estação seca.

O fechamento do BES para períodos que incluem precipitação pluvial pode

apresentar-se insatisfatório e, de acordo com Culf et al. (2004), estes períodos devem ser

excluídos de qualquer avaliação de dados baseada no MBE. Por este motivo e considerando

os meses representativos das estações, citados no parágrafo anterior, fez-se outra seleção para

44

a análise dos fluxos de energia, de forma que dos 393 dias sem falhas, citados anteriormente,

foram escolhidos apenas 14 dias representativos, 7 da estação úmida e 7 da estação seca

(Tabelas 4.1 e 4.2). Tais dias não foram necessariamente consecutivos, a escolha dos mesmos

foi baseada principalmente no perfil do saldo de radiação e preferencialmente foram

selecionados aqueles sem precipitação no sítio da Rebio Cuieiras.

Tabela 4.1 - Dias selecionados para a análise dos fluxos de energia na estação úmida, com

datas, dias julianos (DJ) e precipitação pluviométrica (PP) diária acumulada em

mm, no sítio de terra firme.

Data DJ PP (mm)

22/12/2009 356 0,0

23/12/2009 357 0,0

30/12/2009 364 0,0

03/01/2010 3 0,0

22/01/2010 22 0,0

16/03/2010 75 0,0

22/03/2010 81 0,0

Tabela 4.2 - Como na Tabela 4.1, para a estação seca, no sítio de terra firme.

Data DJ PP (mm)

23/06/2010 174 0,0

08/07/2010 189 0,1

05/09/2010 248 0,0

15/09/2010 258 0,0

25/09/2010 268 0,0

27/09/2010 270 0,0

04/10/2010 277 0,0

4.1.2 Floresta de Várzea Baixa

Na Reserva de Desenvolvimento Sustentável Mamirauá, de acordo com o apresentado

na Seção 3.2, os dados utilizados para a produção dos resultados foram coletados durante um

45

total de 498 dias, entre 25 de novembro de 2009 e 06 de abril de 2011. Entretanto, os dados

de nível da água referem-se a um período de 546 dias (1º/11/2009 a 30/04/2011).

Por ocasião de falhas no datalogger do sítio Mujuí, alguns dias foram excluídos das

análises, da mesma maneira que para a Rebio Cuieiras, não havendo preenchimento de dados.

Além disso, decidiu-se eliminar, das análises do monitoramento ambiental, os dias de

novembro de 2009 (exceto da precipitação acumulada) e de abril de 2011, para facilitar as

análises mensais (exceto do nível da água), já que esses dias não puderam representar os

referidos meses de forma quantitativa. Por conseguinte, consideraram-se a temperatura do

tronco e quase todas as mesmas grandezas utilizadas para a Rebio Cuieiras para o estudo dos

fluxos de energia. A exceção se deu pelo fato de não haver dados de alguns componentes do

balanço de radiação (radiação de onda curta refletida, radiação de ondas longas incidente e

emitida) disponíveis para a RDSM. Desta forma, dos 498 dias de coletas de dados, 196 não

apresentaram nenhuma falha e foram selecionados para avaliar os fluxos de energia.

Devido à importância do ciclo anual do nível da água no sítio da RDSM, tomando-se

como base as características climatológicas da região (Seção 3.1.2) e com o intuito de

examinar sazonalmente os fluxos de energia no sítio, selecionaram-se dois períodos

representativos: o terrestre (sem coluna de água) e o inundado (com presença de coluna de

água). Destarte, levando-se em conta os dados disponíveis, foram escolhidos os meses de

dezembro, janeiro e fevereiro para descreverem o período terrestre e os meses de maio, junho

e julho para o período inundado.

Finalmente, para a escolha dos dias representativos (não-consecutivos) que

efetivamente foram utilizados para descrever os fluxos de energia, obedecendo aos mesmos

critérios relacionados à precipitação e ao perfil do saldo de radiação, utilizados na Rebio

Cuieiras, fez-se nova seleção de forma que dos 196 dias sem falhas, citados anteriormente,

foram escolhidos 14, 7 do período terrestre e 7 do período inundado (Tabelas 4.3 e 4.4).

Os resultados comparativos entre as áreas de terra firme e de várzea baixa referem-se

apenas à estação mais chuvosa em cada sítio, ou seja, estação úmida e período terrestre,

respectivamente. Uma vez que, segundo o regime pluviométrico da região, não existe estação

seca definida no sítio de várzea baixa (Seção 3.1.2) e, dos dias analisados no período

inundado deste sítio, apenas dois corresponderam à estação com menor precipitação (DJ 183

e 188) e os demais representaram a estação de transição deste sítio (DJ 129, 133, 143, 151 e

165).

46

Vale salientar que no presente trabalho foram utilizados dados referentes a dois anos

atípicos para a região, do ponto de vista hidrológico. No ano de 2009 ocorreu uma cheia entre

a média e a máxima histórica em boa parte da Bacia Amazônica, relacionada a anomalias

positivas de precipitação, principalmente no mês de janeiro, na parte oeste da Bacia (Vale et

at., 2011). Já o ano de 2010 contou com uma seca generalizada na Floresta Amazônica, a

maior já registrada, com precipitação abaixo da média na estação seca, tanto do norte quanto

do sul da bacia (Marengo et al., 2011).

Tabela 4.3 - Dias selecionados para a análise dos fluxos de energia no período terrestre (sem

presença de coluna de água), com datas, dias julianos (DJ) e precipitação

pluviométrica (PP) diária acumulada em mm, no sítio de várzea baixa.

Data DJ PP (mm)

11/02/2010 42 0,5

12/12/2010 346 0,0

31/12/2010 365 0,0

09/01/2011 9 0,5

12/01/2011 12 0,0

01/02/2011 32 0,0

21/02/2011 52 0,0

Tabela 4.4 - Como na Tabela 4.3, para o período inundado (com presença de coluna de água),

no sítio de várzea baixa.

Data DJ PP (mm)

09/05/2010 129 4,0

13/05/2010 133 0,1

23/05/2010 143 0,0

31/05/2010 151 4,0

14/06/2010 165 0,4

02/07/2010 183 1,0

07/07/2010 188 0,0

47

4.2 Monitoramento Ambiental na Floresta de Terra Firme

Nesta seção, por meio dos dados das variáveis meteorológicas coletados no sítio da

Rebio Cuieiras, as condições atmosféricas predominantes durante o período estudado (1º de

janeiro de 2009 a 31 de dezembro de 2010) são apresentadas, consoante o descrito na Seção

anterior.

4.2.1 Precipitação

Os acumulados mensais de precipitação pluviométrica entre janeiro/2009 e

dezembro/2010, são exibidos na Figura 4.1. A precipitação pluviométrica total acumulada ao

longo de 2009 foi de 2508,8 mm e ao longo de 2010 foi de 2179,8 mm, mantendo-se dentro

das características climatológicas da região (Seção 3.1.1) e apresentando decréscimo de 13 %

de um ano para o outro.

Verificou-se que em nove meses do ano de 2009, entre outubro a julho, os totais

médios mensais são superiores a 150 mm, como rege as características climatológicas da

região, o que não aconteceu no ano de 2010, no qual apenas seis meses (dezembro a maio)

obedeceram a essa margem. Destarte, durante o ano de 2010, a quantidade de meses com

precipitação acumulada menor que 150 mm dobrou (seis meses), pois, segundo as

características climatológicas, apenas três meses do ano devem obedecer este limite. Este

comportamento anômalo no regime pluviométrico, especificamente na duração da estação

seca, foi verificado em um estudo da seca de 2010, realizado por Marengo et al. (2011), cujos

autores evidenciam que, desde os anos 1990, tem havido uma tendência para um término

tardio da estação seca. Além disso, eles também mencionam que, durante os últimos sete

anos, as estações secas tornaram-se mais longas, com início precoce e fim tardio, conforme

identificado em 2010.

De todos os meses analisados em cada ano separadamente, aqueles que se

apresentaram como os mais secos, com apenas 7,2 e 25,8 mm de chuva acumulada, foram

setembro/2009 e agosto/2010, respectivamente. Os meses mais chuvosos foram janeiro/2009

e abril/2010, com precipitações acumuladas de 399,0 e 509,6 mm, respectivamente.

48

Em 2009, o dia mais chuvoso foi 08 de fevereiro, com um total de precipitação de 92,0

mm, equivalendo a 33,3 % de toda a precipitação pluviométrica ocorrida neste mês, seguido

pelos dias 21 de dezembro (78,6 mm) e 13 de maio (72,0 mm), representando 36,0 e 22,9 %

da precipitação total de dezembro e maio, respectivamente. A precipitação, apenas nestes três

dias, contabilizou 9,7 % do total de todo o ano de 2009 (2508,8 mm).

Em 2010 o dia mais chuvoso foi 20 de abril, com um total de precipitação de 77 mm,

equivalendo a 15,1 % de toda a precipitação pluviométrica ocorrida neste mês, seguido pelos

dias 05 de março (75,8 mm) e 07 de abril (75,0 mm), que representaram 29,4 e 14,7 % da

precipitação total de março e abril, respectivamente. A precipitação apenas nestes três dias

contabilizou 10,5 % do total de todo o ano de 2010 (2179,8 mm).

Os meses escolhidos para representarem a estação úmida (dezembro a abril)

apresentaram, juntos, um total de 2761,0 mm (58,9 % do total para todos os 24 meses

analisados, ver seção 4.1.1) de precipitação acumulada, com média mensal acumulada de

552,2 mm. Já os meses representativos da estação seca (julho a setembro) apresentaram

precipitação acumulada de 503,6 mm (10,7 % do total), com média mensal acumulada de

167,9 mm. Curiosamente, novembro/2009, um mês de transição entre as estações, foi o

segundo mês mais seco da série, com 20,4 mm de precipitação acumulada.

Figura 4.1 – Precipitação pluviométrica mensal total entre janeiro/2009 e dezembro/2010, no

sítio de terra firme.

0

50

100

150

200

250

300

350

400

450

500

550

Pr

ec

ip

it

aç

ão

(m

m)

Mês

Precipitação

49

As fortes chuvas no início de 2009, como citado anteriormente, devem-se à

configuração de um evento de La Niña no final de 2008, no Pacífico Equatorial, e águas

anomalamente quentes do oceano Atlântico Sul (INPE/CPTEC, 2009). Segundo Vale et al.

(2009), o gradiente de temperatura da superfície do mar (TSM), que se estabeleceu entre o

norte e sul do Atlântico Tropical durante (principalmente) os meses de janeiro a maio de

2009, manteve a Zona de Convergência Intertropical (ZCIT) por mais tempo no sul em

comparação com sua posição média. Segundo os autores isso causou chuvas acima da

normalidade, principalmente nas regiões oeste e leste da Bacia Amazônica, no período de

janeiro a abril, e especialmente na porção mais a oeste da Bacia nos meses de dezembro a

março. Mudanças como essas nos regimes de circulação geral também motivaram a seca

anômala de 2010, quando houve aquecimento do Atlântico Tropical Norte e, durante o pico

desse aquecimento, entre março e maio, a ZCIT foi forçada a se deslocar mais ainda para o

norte da sua posição climática (centro e leste da Amazônia neste período), por cerca de 5 o

(Marengo et al., 2011).

4.2.2 Radiação Solar Incidente

A radiação solar incidente (Figura 4.2), Rin, apresentou ciclos anuais bem definidos,

com valores máximos de 1122,0 W m2

em 2009 (DJ 92, 02/04) e 1129,0 W m2

em 2010

(DJ 276, 03/10). A Rin média diária para esses anos foi de 436,0 e 442,4 W m2

respectivamente. Esta variável média alcançou valores mínimos (44,32 e 41,65 W m2

) nos

DJ 355 (21/12) e 354 (20/12) de 2009 e 2010, respectivamente, com máximos (670,0 e 688,8

W m2

) nos DJ 247 (04/09/2009) e 81 (22/03/2010) desses anos.

A radiação solar incidente acumulada diária (Figura 4.3) apresentou comportamento

como o esperado, ou seja, obedecendo às mudanças sazonais na cobertura de nuvens, com

valores menores nos meses da estação úmida (14,9 MJ m2

dia1

) e maiores na estação seca

(18,6 MJ m2

dia1

), em média. É interessante como o comportamento da Rin acumulada

diária obedece este ciclo de decréscimo e aumento das chuvas, o que é evidente ao

compararmos os acumulados mensais de precipitação para o período (Figura 4.1) com o

comportamento médio mensal da Rin acumulada diária (Figura 4.3), onde verifica-se, por

50

exemplo, que à medida que a precipitação decai e depois aumenta, entre junho/julho a

dezembro (2009 e 2010), a Rin acompanha este ciclo proporcionalmente.

Considerando os valores máximos e mínimos diários, o mês com maior amplitude de

Rin acumulada diária, tanto em 2009 quanto em 2010, foi dezembro (20,4 e 20,5 MJ m2

dia1

,

respectivamente), com valores que variaram entre 1,6 e 22,1 MJ m2

dia1

, em média.

Pelo exposto, fica claro que a sazonalidade da radiação solar é influenciada

principalmente pela nebulosidade existente na região, e não pela declinação solar, uma vez

que os picos de radiação solar no topo da atmosfera ocorrem durante os equinócios (Malhi et

al., 2002) e esta influência não é verificada na superfície (Michiles, 2009).

Figura 4.2 – Valores diários da radiação solar incidente na altura de 44,6 m, para os DJ de

2009 (superior) e 2010 (inferior), exceto os dias sem dados, no sítio de terra

firme.

0

200

400

600

800

1.000

1.200

1.400

1 29 57 85 113 141 169 197 225 253 281 309 337 365

Rin

(W

m-

2)

Dia Juliano

Radiação Solar Incidente (2009)

Mín Méd Máx

0

200

400

600

800

1.000

1.200

1.400

1 29 57 85 113 141 169 197 225 253 281 309 337 365

Rin

(W

m-

2)

Dia Juliano

Radiação Solar Incidente (2010)

Mín Méd Máx

51

Ao longo do ciclo médio diário (Figura 4.4) a radiação incidente alcançou 612,8 W

m2

na estação úmida, enquanto que na estação seca a mesma chegou a 719,2 W m2

, com

picos apresentando defasagem de 01 HL entre as estações, acontecendo às 11 HL na estação

seca e 12 HL na úmida.

Observou-se que ao longo do dia, de 7 às 16:30 HL (hora local), os valores horários

mais altos também ocorrem na estação seca, e que a razão entre a diferença dos valores de

cada estação e o valor da estação seca é decrescente com o decorrer do tempo, variando de 38

% às 7 HL até 9,7 % às 16:30 HL. E prosseguindo, um aspecto que caracteriza bem as

diferenças entre as estações na região, é que às 17 HL os valores mais altos de radiação solar,

ao contrário do restante do dia, são atingidos durante a estação úmida, fato este que também

foi detectado por Michiles (2009) no mesmo sítio de estudo. Segundo ele, isto se explica pelo

fato de, predominantemente na estação seca, a nebulosidade aumentar durante o final da tarde

devido à forte radiação solar que alcança a superfície ao longo do dia, provocando intensa

convecção.


da radiação solar incidente acumulada na altura de 44,6 m, para os meses de

janeiro/2009 a dezembro/2010, no sítio de terra firme.

0

5

10

15

20

25

30

Ri

n(

MJ

m-

2d

ia-

1)

Mês

Radiação Solar Incidente

Mín Méd Máx

52

Figura 4.4 – Perfis médios diários de radiação solar incidente nas estações seca e úmida,

calculados para intervalos de meia hora e na altura de 44,6 m, no sítio de terra

firme.

4.2.3 Temperatura e Umidade Relativa do Ar

Os valores das séries de médios e mínimos diários da temperatura do ar na altura de

5,2 m (Figura 4.6a e b) apresentaram, durante todo o período de dados, variações em média

51 % menores que a variação da série dos máximos diários no mesmo período (13,3 e 11,8

oC em 2009 e 2010, respectivamente), tendo alcançado o seu ápice de 36,9 ºC, no DJ 219

(07/08) em 2009 e de 33,9 ºC, no DJ 273 (30/09) em 2010.

Como se pode observar na Figura 4.5 (a,b), ao longo de todo o período estudado, o

valor mínimo da temperatura do ar (20,0 e 19,6 ºC em 2009 e 2010, respectivamente) ocorreu

no DJ 176 (25/06) em 2009 e no DJ 200 (19/07) em 2010, dias em que se observou a

ocorrência de “friagem” em ambos os anos, quando a temperatura média foi de 22,7/21,0 ºC e

a máxima de 26,7/22,5 ºC no ano de 2009/2010.

Notou-se também que o dia quando ocorreu a menor amplitude térmica no ano de

2009 e no de 2010 pertence ao mês cuja precipitação acumulada mensal foi a maior em cada

ano (Figura 4.1), a saber, DJ 14 (14/01/2009) e DJ 111 (21/04/2010). Seguindo o mesmo

princípio, os dias quando ocorreram as maiores amplitudes, em cada respectivo ano, fazem

parte do período com mais altos valores de Rin acumulada diária (Figura 4.3), DJ 219

(07/08/2009) e DJ 278 (05/10/2010).

-100

0

100

200

300

400

500

600

700

800

0 2 4 6 8 10 12 14 16 18 20 22 24

Ri

n(

W m

-2

)

Hora Local

Estação Seca

Estação Úmida

53

Figura 4.5 – Valores diários da temperatura do ar (a e b) e da umidade relativa do ar (c e d) na

altura de 5,2 m, para os DJ de 2009 (a e c) e 2010 (b e d), exceto os dias sem

dados, no sítio de terra firme.

20

30

40

50

60

70

80

90

100

1 29 57 85 113 141 169 197 225 253 281 309 337 365

UR

(%

)

Dia Juliano

Umidade Relativa do Ar (2010)

Mín Méd Máx

18

20

22

24

26

28

30

32

34

36

38

1 29 57 85 113 141 169 197 225 253 281 309 337 365

T (

0C

)

Dia Juliano

Temperatura do Ar (2009)

Mín Méd Máx

18

20

22

24

26

28

30

32

34

36

38

1 29 57 85 113 141 169 197 225 253 281 309 337 365

T (

0C

)

Dia Juliano

Temperatura do Ar (2010)

Mín Méd Máx

20

30

40

50

60

70

80

90

100

1 29 57 85 113 141 169 197 225 253 281 309 337 365

UR

(%

)

Dia Juliano

Umidade Relativa do Ar (2009)

Mín Méd Máx

a)

b)

c)

d)

54

De acordo com o exposto na Figura 4.6 (inferior), os valores médios mensais da

umidade relativa do ar possuíram uma variabilidade mês a mês maior em 2009 (23,5 %) do

que em 2010 (16,2 %), semelhantemente à temperatura do ar (Figura 4.6, superior), e

seguiram a mesma tendência da precipitação pluviométrica acumulada (Figura 4.1). Porém,

essas amplitudes são cerca de duas vezes maiores que as encontradas por Michiles (2009),

obtidas no mesmo sítio, ao longo de nove meses de anos não anômalos (2003 e 2004).

A série dos máximos diários médios mensais da UR, porém, possuiu variação suave

ao longo de todo o período, com valor médio de 8 %. Em contrapartida, houve uma alta

variação entre os meses da série dos mínimos médios diários mensais (51,3 % em 2009 e

29,0 % em 2010), com a UR alcançando 21,0 % em agosto de 2009, mês este que antecedeu

aquele com a menor precipitação acumulada da série (setembro/2009). O mês mais seco de

2010, em termos de umidade relativa, foi setembro, chegando a apresentar 38,0 % de UR.

Sazonalmente, os valores médios da UR foram 77,2 %, na estação seca, e 90,9 %, na estação

úmida.

Foram avaliados os perfis diários da temperatura do ar e da umidade relativa do ar em

cada estação e em três níveis diferentes: 5,2 m (próximo ao solo), 28 m (interior da copa das

árvores) e em 51,1 m (acima da copa das árvores), apresentados na Figura 4.7.

Em termos de ciclo diário, a variação da temperatura do ar (Figura 4.7, superior) está

de acordo com as variações do ciclo diário da umidade relativa do ar (Figura 4.7, inferior). É

notável como ambos estão interligados de forma inversa, de modo que, em horários nos quais

ocorreram os menores valores de temperatura (T), mediram-se maiores valores de umidade

relativa do ar (UR), e vice-versa.

Ao longo do dia, a temperatura do ar variou, em média, de 22,8 a 27,8 ºC na estação

úmida e de 23,0 a 30,4 ºC na estação seca, alcançando maiores valores durante a tarde, entre

13 e 14 HL, e menores próximo ao início da manhã, entre 5:30 e 6:30 HL. No entanto, entre a

superfície e o topo da torre, T começa a elevar-se rapidamente a partir das 7 HL, a uma taxa

média de 1,0 ºC h1

(estação seca) e de 0,7 ºC h1

(estação úmida), até atingir seu valor

máximo às 13:30 HL em ambas as estações, passando a decrescer até o final do dia. A mesma

análise para UR mostra que ela variou, em média, de 76,3 a 96,6 % na estação úmida e de

56,5 % a 88,6 % na seca, com máximos entre 20 e 8 HL e mínimos entre 12 e 17 HL nas duas

estações.

55


da temperatura do ar (superior) e da umidade relativa do ar (inferior) na altura de

5,2 m, no sítio de terra firme, para os meses entre janeiro/2009 e dezembro/2010,

exceto fevereiro/2010.

Observou-se também que, em ambas as estações, o aquecimento médio máximo do ar

de cada nível analisado tende a ter um retardamento temporal à medida que se aumenta a

altura, possuindo um atraso de aproximadamente 0:30 HL entre cada nível e de até 1,0 HL

entre os níveis extremos, ou seja, entre a altura próxima do solo (5,2 m) e a altura acima da

copa das árvores (51,1 m). Este retardamento está relacionado ao fato de que a fonte para o

aquecimento do ar próximo à superfície é a radiação emitida pelo solo, a radiação de ondas

longas terrestre, o que faz com que o aquecimento seja de baixo para cima, como verificado.

16

18

20

22

24

26

28

30

32

34

36

38

T (

0C

)

Mês

Temperatura do Ar

Mín Méd Máx

20

30

40

50

60

70

80

90

100

UR

(%

)

Mês

Umidade Relativa do Ar

Mín Méd Máx

56

Acompanhando este comportamento, próximo ao solo, o ar alcança seus valores mínimos de

UR com 0:30 HL de antecedência em comparação aos demais níveis.

Figura 4.7 – Perfis médios diários da temperatura do ar (superior) e da umidade relativa do ar

(inferior) na estação úmida (à esquerda) e na estação seca (à direita), calculados

para intervalos de meia hora e nas alturas de 5,2, 28 e 51,1 m, no sítio de terra

firme.

Como era o esperado, as maiores amplitudes médias horárias para essas variáveis

meteorológicas (T e UR), ao longo do dia, ocorreram na estação seca e na altura de 28,0 m

(Figura 4.7, à direita). Nesse período e nessa altura, a diferença entre as temperaturas do ciclo

diurno e noturno foi de, aproximadamente, 4,9 ºC (UR média diária igual a 72,3 %), enquanto

que na estação úmida verificou-se que essa amplitude foi de 3,5 ºC (UR média diária igual a

88,4 %). Percebeu-se que a amplitude térmica esteve relacionada à umidade, de modo que,

quanto maior a umidade relativa, menor a amplitude térmica, devido ao elevado calor

específico da água, que atua como controlador térmico. Isso pôde ser verificado tanto entre as

20

22

24

26

28

30

32

34

0 2 4 6 8 10 12 14 16 18 20 22 24

T (

oC

)

Hora Local

ESTAÇÃO

SECA51,1 m

28 m

5,2 m

20

22

24

26

28

30

32

34

0 2 4 6 8 10 12 14 16 18 20 22 24

T (

oC

)

Hora Local

ESTAÇÃO

ÚMIDA51,1 m

28 m

5,2 m

40

50

60

70

80

90

100

0 2 4 6 8 10 12 14 16 18 20 22 24

UR

(%

)

Hora Local

ESTAÇÃO

ÚMIDA

51,1 m

28 m

5,2 m

40

50

60

70

80

90

100

0 2 4 6 8 10 12 14 16 18 20 22 24

UR

(%

)

Hora Local

ESTAÇÃO

SECA

51,1 m

28 m

5,2 m

57

estações (menor amplitude na estação úmida) quanto entre as alturas (menor amplitude na

altura de 5,2 m).

A variação da rugosidade (ou da temperatura da superfície ou da umidade) em cada

campo afeta a camada de ar que passa acima da superfície. Mudanças abruptas na rugosidade

da superfície fazem com que os fluxos sejam modificados por essas novas condições da

superfície (Verma, 1990). A Figura 4.8 mostra os perfis verticais da temperatura do ar e da

umidade relativa do ar médias para quatro horários do dia em cada período, calculados em

seis níveis, 5,2, 15,6, 28,0, 35,5, 42,5 e 51,1 m.

Os resultados mostram que durante a noite (03 e 21 HL), em média, a variação da

temperatura (T) com a altura nas camadas abaixo (5,0 a 28,0 m) e acima da copa (28,0 a

51,1 m) é sempre positiva em ambas as estações, com T entre a base e o topo da camada

abaixo da copa variando de 0,12 ºC (estação úmida) a 0,46 ºC (estação seca) e acima da copa

de 1,00 ºC (estação úmida) a 1,09 ºC (estação seca), o que é resultado das perdas

radiativas ocorridas no período noturno, tanto na parte superior da copa das árvores, como no

solo.

Entretanto, durante o período diurno (09 e 10 HL) em ambas as estações, observou-se

uma variação mais pronunciada da temperatura com a altura (exceto entre os níveis de 42,5 a

51,1 m), sobretudo na estação seca, com valores mínimos de T no nível mais próximo do solo

(em média 27,3 e 25,3 ºC nas estações seca e úmida, respectivamente) e aumentando com a

altura até atingir os máximos valores no nível do dossel (29,3 e 26,8 ºC em média, naquelas

estações, respectivamente), para em seguida decrescer novamente com a altura, seguindo o

lapse rate padrão atmosférico. T na camada abaixo da copa variou de 1,55 ºC (estação

úmida) a 2,07 ºC (estação seca) e acima da copa (até 42,5 m) de 0,66 ºC (estação úmida) a

0,95 ºC (estação seca). Adicionalmente, durante o dia, verificou-se que a camada acima da

copa (entre 28,0 e 42,5 m) que apresentou gradiente vertical de T negativo (T/z = 0,05 ºC

m1

na estação úmida e 0,07 na estação seca), foi seguida por outra com gradiente positivo

(0,06 ºC m1

na estação úmida e 0,02 ºC m1

na estação seca). Através desses perfis de

temperatura é possível supor que o dossel florestal atua como um interceptor e armazenador

de radiação solar, interferindo na quantidade de radiação solar que atinge o interior da floresta

e criando uma condição de inversão de temperatura dentro da mesma.

58

Figura 4.8 – Perfis verticais da temperatura (superior) e da umidade relativa do ar (inferior) na

estação úmida (à esquerda) e na estação seca (à direita), para quatro horários (3,

9, 15 e 21 HL) e seis níveis (5,2; 15,6; 28,0; 35,5; 42,5 e 51,1 m), no sítio de

terra firme.

5

10

15

20

25

30

35

40

45

50

20 30 40 50 60 70 80 90 100

Alt

ur

a (

m)

UR (%)

ESTAÇÃO

SECA

3 h

9 h

15 h

21 h

5

10

15

20

25

30

35

40

45

50

15 17 19 21 23 25 27 29 31 33

Alt

ur

a (

m)

T (oC)

ESTAÇÃO

ÚMIDA

3 h

9 h

15 h

21 h

5

10

15

20

25

30

35

40

45

50

15 17 19 21 23 25 27 29 31 33

Alt

ur

a (

m)

T (oC)

ESTAÇÃO

SECA

3 h

9 h

15 h

21 h

5

10

15

20

25

30

35

40

45

50

20 30 40 50 60 70 80 90 100

Alt

ur

a (

m)

UR (%)

ESTAÇÃO

ÚMIDA

3 h

9 h

15 h

21 h

59

Como é habitual, em média, a umidade relativa do ar (Figura 4.8, inferior) seguiu o

comportamento inverso ao da temperatura, como já mencionado, no sentido de que em

horários nos quais ocorreram os menores/maiores valores de T, mediram-se maiores/menores

valores de UR. Os valores dos perfis diurnos variaram de 60,3 a 70,0 % na estação seca e na

úmida oscilaram entre 81,1 a 87,5 %, sempre com os mínimos na altura do dossel (28,0 m) e

os máximos no nível próximo ao solo (5,2 m).

Ademais, é possível notar, através da Figura 4.8, tanto nos perfis de temperatura

quanto nos de umidade relativa, que as séries dos horários analisados estiveram mais distantes

entre si na estação seca e mais próximas na estação úmida, evidenciando que a amplitude

térmica diária é inversa à disponibilidade hídrica da estação, assim como mostrado

anteriormente nos perfis médios diários de T e UR, quando foi verificado que esta relação

ocorre tanto entre as estações quanto entre as alturas.

4.3 Monitoramento Ambiental na Floresta de Várzea Baixa

Nesta Seção, por meio dos dados das variáveis meteorológicas coletados no sítio

Mujuí e no sítio Mamirauá, as condições atmosféricas predominantes durante o período

estudado (1º de dezembro de 2009 a 31 de março de 2011) são apresentadas, consoante o

descrito na Seção 4.1.2.

4.3.1 Precipitação e Nível da Água

Os acumulados mensais de precipitação pluviométrica entre novembro/2009 e

março/2011 mostram-se na Figura 4.9. Em 2010, ano com todos os meses representados nesta

figura, a precipitação pluviométrica total acumulada foi de 1730,0 mm, 43 % menor do que a

prevista pelas características climatológicas (3000 mm, Seção 3.1.2), evidenciando o déficit

hídrico severo que ocorreu neste ano na região amazônica, e mostrando que o impacto

possivelmente foi maior neste sítio de várzea baixa do que no de terra firme analisado

anteriormente (Seção 4.2.1).

60

Figura 4.9 – Precipitação pluviométrica mensal total entre novembro/2009 e março/2011, e

nível de água representativo mensal entre novembro/2009 e abril/2011, no sítio

de várzea baixa.

De todos os meses analisados, aquele que se apresentou como o mais seco, com

apenas 56,8 mm de chuva acumulada, foi setembro/2010, pertencendo ao período de meses

menos chuvosos indicado pelas características climatológicas da região (julho a outubro),

período este que apresentou precipitação acumulada apenas 1,7 vezes menor que os meses

mais chuvosos (segundo as características climatológicas, dezembro a março), contrariando a

média climática (3 vezes maior). Isso mostra que a típica variabilidade sazonal considerável

da precipitação acumulada da região, em 2010, sofreu um decréscimo e configura outra

evidência da influência das anomalias nos regimes de circulação geral que motivaram a seca

histórica deste ano. Curiosamente, além disso, o mês mais chuvoso foi junho/2010, com

precipitação acumulada de 224,6 mm, seguido pelo mês de janeiro (2010 e 2011), condizente

com as características climatológicas regionais, com 207,4 e 193,6 mm (em cada ano,

respectivamente).

O dia mais chuvoso do período analisado foi 25/03/2011, com um total de precipitação

de 45,7 mm, equivalendo a 24,0 % de toda a precipitação pluviométrica ocorrida neste mês,

seguido pelos dias 22/06/2010 (43,0 m) e 29/07/2010 (40,5 mm), que representaram 19,1 e

28,2 % da precipitação total mensal, respectivamente. A precipitação apenas nestes três dias

contabilizou 7,8 % do total anual médio no período analisado (1657,2 mm).

0

5

10

15

20

25

30

35

40

0

50

100

150

200

250

Nív

el

da

ág

ua

(m

etr

os

ac

ima

do

nív

el

do

ma

r)

Pr

ec

ipit

aç

ão

(mm

)

Mês

Precipitação e Nível da Água Precipitação

Nível da Água

61

Os meses escolhidos para representarem o período terrestre (dezembro, janeiro e

fevereiro) apresentaram juntos, em média, um total de 445,7 mm (26,9 % do total médio para

o período analisado) de precipitação acumulada. Já os meses representativos do período

inundado (maio, junho e julho) apresentaram precipitação acumulada de 503,8 mm (30,4 %

do total médio). A relativa maior quantidade de precipitação acumulada nos meses do período

inundado, em comparação com os meses do período terrestre, contraria as características

climatológicas locais, uma vez que tais meses correspondem a um período de transição entre

as estações chuvosa e menos chuvosa.

Como se mostra na Figura 4.9, o nível da água apresentou seu pico de baixa entre

setembro e novembro de 2010 (24,5 metros acima do nível do mar – m.a.n.m) e alta em

junho/2010 (36,5 m.a.n.m), exatamente nos meses informados por Ramalho et al. (2009).

Porém, o valor do pico de alta foi relativamente maior do que a média esperada para a região

(35,4 m.a.n.m), enquanto o pico de baixa que ocorreu neste ano, estando abaixo da média, foi

apenas 2,8 m maior do que a cota mais baixa (21,7 m.a.n.m, em 15/09/1995) encontrada na

literatura para o mesmo local de medição (Ramalho et al., 2009). O que possivelmente denota

a relativa influência, no pulso de inundação local, da maior estiagem que ocorreu desde que as

medições começaram a ser realizadas nos principais rios da Bacia Amazônica, decorrente das

mudanças nos regimes de circulação e de precipitação associados ao aquecimento do

Atlântico Tropical Norte, em 2010, como citado anteriormente (Marengo et al., 2011).

Observa-se ainda na Figura 4.9 que a flutuação anual do nível da água, durante o

período estudado, acompanhou, aproximadamente, o ciclo da precipitação. Aparentemente,

este comportamento corresponde parcialmente às características climatológicas da região

(Seção 3.1.2), segundo as quais o mês com menor volume de precipitação ocorre entre três a

quatro meses após o pico das águas altas (conforme observado no sítio), assim como o

período de águas altas ocorre de três a quatro meses depois do pico das chuvas (não

observado no sítio). Dessa forma, verifica-se que a precipitação de junho/2010 apresentou um

comportamento anômalo pois, se assim não fosse, os resultados para o período dos estudos

seguiriam de forma completa o que diz as características climatológicas do sítio.

O nível da água nas proximidades do cano do Lago Mamirauá, medido ao longo de

334 dias, entre 01/11/2009 (DJ 305) e 30/04/2011 (DJ 120) apresenta-se na Figura 4.10. Esta

figura mostra que os dados cobriram quase um ciclo e meio da variação anual do nível da

água. Ao longo do período analisado, registrou-se a menor cota (valor de coleta diária) no DJ

62

309 (24,5 m.a.n.m), 04/11/2010. Já a cota máxima ocorreu no DJ 157 (06/06/2010), com 36,5

m.a.n.m.

Para se analisar as flutuações ou taxas de subida e descida do nível da água, a série foi

dividida em oito partes (Figura 4.10, superior), a fim de se verificar as tendências em cada

fase de variação do nível da água (Figura 4.10, inferior) através da inclinação (coeficiente

angular) de uma reta de tendência. Os dias referentes a cada fase e suas variações de nível

médias são apresentados na Tabela 4.5

Tabela 4.5 - Relação dos dias correspondentes a cada fase em que se dividiu a série do nível

da água, com suas respectivas variações de nível médias por dia (Δh).

Fase Data DJ Δh (cm dia1

)

1 1º/11/2009 a 26/11/2009 305 a 330 8,8

2 26/11/2009 a 10/01/2010 330 a 10 14,6

3 10/01/2010 a 04/02/2010 10 a 35 2,2

4 04/02/2010 a 09/06/2010 35 a 160 4,1

5 09/06/2010 a 17/09/2010 160 a 260 11,6

6 17/09/2010 a 16/11/2010 260 a 320 0,3

7 16/11/2010 a 05/12/2010 320 a 339 12,4

8 05/12/2010 a 30/04/2011 339 a 120 5,3

Ao longo de todo o período, foi no primeiro ciclo do nível da água que se verificaram

as maiores variações negativa (diminuição do nível) na fase 5 (11,6 cm dia1

) e positiva

(subida do nível) na fase 2 (14,6 cm dia1

), com coeficientes angulares (m) de 0,138 e 0,161,

respectivamente (Figura 4.10, inferior). Constatou-se também que a subida do nível das águas

no início do segundo ciclo (fases 7 e 8) foi mais amena do que a do primeiro ciclo, com

relação à velocidade de subida (12,4 e 5,3 cm dia-1

, nas fases 7 e 8, respectivamente), com m

variando de 0,057 (fase 8) a 0,151 (fase 7).

A contar do início do período analisado, o nível da água levou 217 dias para alcançar a

cota máxima anual (DJ 157), ao longo dos quais sofreu subidas e descidas intercaladas entre

as fases 1 a 4 para, então, iniciar um processo de descida de nível (fase 5), alcançando os

valores mínimos anuais (DJ 309) em apenas 152 dias, e recomeçar o ciclo novamente.

63

-40

-30

-20

-10

0

10

20

30

40

50

24

26

28

30

32

34

36

38

305 325 345 365 20 40 60 80 100 120 140 160 180 200 220 240 260 280 300 320 340 360 15 35 55 75 95 115

Vari

ação

do

Nív

el

da á

gu

a (

cm

)

Nív

el

da á

gu

a (

metr

os

acim

a d

o n

ível

do

mar)

Dia Juliano

Nível de Água Anual

Nível da Água

Variação do Nível da Água

1

2

3

4

5

6

7

8

Figura 4.10 – Nível da água e variação do nível da água entre 1º/11/2009 (DJ 305) e 30/09/2010 (DJ

273) (superior) e tendência em cada fase de flutuação do nível da água no mesmo

período (inferior), no sítio Mamirauá.

y = -0,105x + 27,76

24

26

28

30

32

34

36

305 308 311 314 317 320 323 326 329

Metr

os

acim

a d

o n

ível d

o m

ar

Dia Juliano

Nível da água1

y = 0,161x + 25,75

24

26

28

30

32

34

36

331 335 339 343 347 351 355 359 363 2 6 10

Metr

os

acim

a d

o n

ível d

o m

ar

Dia Juliano

Nível da água2

y = -0,030x + 32,07

24

26

28

30

32

34

36

11 13 15 17 19 21 23 25 27 29 31 33 35

Metr

os

acim

a d

o n

ível d

o m

ar

Dia Juliano

Nível de Água3

y = 0,046x + 31,09

24

26

28

30

32

34

36

36 46 56 66 76 86 96 106 116 126 136 146 156

Metr

os

acim

a d

o n

ível d

o m

ar

Dia Juliano

Nível de Água

4

y = -0,138x + 38,64

24

26

28

30

32

34

36

161 169 177 185 193 201 209 217 225 233 241 249 257

Metr

os

acim

a d

o n

ível d

o m

ar

Dia Juliano

Nível de Água5

y = -0,001x + 24,68

24

26

28

30

32

34

36

261 266 271 276 281 286 291 296 301 306 311 316

Metr

os

acim

a d

o n

ível d

o m

ar

Dia Juliano

Nível de Água6

y = 0,151x + 24,56

24

26

28

30

32

34

36

321 323 325 327 329 331 333 335 337 339

Metr

os

acim

a d

o n

ível d

o m

ar

Dia Juliano

Nível de Água7

y = 0,057x + 26,02

24

26

28

30

32

34

36

340 350 360 5 15 25 35 45 55 65 75 85 95 105 115

Metr

os

acim

a d

o n

ível d

o m

ar

Dia Juliano

Nível de Água8

64

Em média foi detectado, ao longo da série de variação do nível das águas, que a subida

das mesmas até o nível máximo foi mais lenta, e ocorreu aproximadamente durante 7 meses, a

uma taxa média de 4,1 cm dia1

, enquanto a descida foi mais rápida, e ocorreu ao longo de

152 dias, a uma taxa de 7,8 cm dia1

, em média. O tempo de duração e a velocidade de

subida e descida das águas encontrados concorda, aproximadamente, com a média encontrada

na literatura (Ayres, 1995; Wittmann et al., 2002), segundo a qual a subida das águas é

normalmente mais lenta (5,0 cm dia1

), enquanto a descida é mais rápida (8,0 cm dia1

),

ocorrendo em 8 meses e pouco mais de 100 dias, respectivamente.

4.3.2 Radiação Solar Incidente

A radiação solar incidente (Figura 4.11), Rin, apresentou um ciclo anual bem definido,

com o valor máximo de 1188,2 W m2

no DJ 80 (21/03/2011). A Rin média diária para o

período foi de 354,1 W m2

, alcançando seu valor mínimo (20,4 W m2

) no DJ 200

(19/07/2010) e máximo (587,7 W m2

) no DJ 273 (30/09/2010).

Figura 4.11 – Valores diários da radiação solar incidente na altura de 20,0 m, para os DJ entre

335 (1º/12/2009) e 90 (31/03/2011), exceto os dias sem dados, no sítio de

várzea baixa.

0

200

400

600

800

1.000

1.200

1.400

335 358 16 39 132 155 178 201 224 247 270 293 316 339 362 20 43 66 89

Rin

(W

m-

2)

Dia Juliano


Mín Méd Máx

65

A radiação solar incidente acumulada diária (Figura 4.12), em média, apresentou

valores muito próximos entre os períodos terrestre (12,2 MJ m2

dia1

) e inundado (11,8 MJ

m2

dia1

), uma vez que a precipitação também não oscilou muito (ver Seção 4.3.1) entre

esses períodos, mas a nebulosidade decorrente continuou afetando a sazonalidade da

incidência de energia radiativa no sítio, como esperado.

Considerando os valores máximos e mínimos diários, o mês com maior amplitude de

Rin acumulada diária foi março/2011 (18,2 MJ m2

dia1

), com valores que variaram entre 1,6

e 19,8 MJ m2

dia1

, seguido por maio/2010, com amplitude de 17,5 MJ m2

dia1

.


mensais da radiação solar incidente acumulada na altura de 20,0 m, para os

meses de dezembro/2009 a março/2011, no sítio de várzea baixa.

Ao longo do ciclo médio diário (Figura 4.13) a radiação incidente alcançou 543,5 W

m2

no período terrestre e 499,0 W m2

no período inundado, com picos entre 12:30 HL

(período inundado) e 13:30 HL (período terrestre), com o mesmo atraso de 01 HL verificado

no sítio de terra firme. O mesmo comportamento verificado naquele sítio, concernente às

diferenças de Rin entre as estações ao longo do dia, foi verificada também na várzea baixa,

onde a partir de 16 HL (até cessar a incidência radiativa) os maiores valores desta variável são

0

3

6

9

12

15

18

21

24

Ri

n(

MJ

m-

2d

ia

-1

)

Mês


Mín Méd Máx

66

no Período Inundado e não mais no Terrestre, possivelmente por ocasião do aumento da

nebulosidade no final da tarde deste último ser relativamente maior.

Figura 4.13 – Perfis médios diários de radiação solar incidente no período terrestre e no

período inundado, calculados para intervalos de meia hora e na altura de 20,0

m, no sítio de várzea baixa.

4.3.3 Temperatura e Umidade Relativa do Ar

Os valores médios e mínimos diários da temperatura do ar (Figura 4.14, superior)

apresentaram, durante o período de dados, um ciclo com variações de pequena amplitude e

em média 40 % menores que a variação da série dos máximos diários no mesmo período (9,6

oC); a qual alcançou o seu ápice, de 32,9 ºC, no DJ 173 (22/06/2010).

Como se pode ver na Figura 4.14 (superior), o valor mínimo da temperatura do ar

(19,3 ºC) ocorreu no DJ 199 (18/07/2010), dia em que se observou a ocorrência de “friagem”,

quando a temperatura média foi de 23,9 ºC e a máxima de 30,9 ºC. Interessante notar que o

dia da mínima de T que identificou o fenômeno de “friagem” no sítio de várzea baixa ocorreu

um dia antes do dia que o mesmo aconteceu no sítio de terra firme em 2010 (19/07).

Notou-se também que o dia quando ocorreu a menor amplitude térmica pertence ao

mês cuja precipitação acumulada mensal foi a maior (Figura 4.9), a saber, DJ 153

(02/06/2010). Seguindo o mesmo princípio, o dia quando ocorreu a maior amplitude

-100

0

100

200

300

400

500

600

700

800

0 2 4 6 8 10 12 14 16 18 20 22 24

Ri

n(

W m

-2

)

Hora Local

Período Terrestre

Período Inundado

67

corresponde ao segundo mês mais seco (com menor precipitação acumulada) do período, DJ

236 (24/08/2010).

Figura 4.14 – Valores diários da temperatura (superior) e da umidade relativa do ar (inferior)

na altura de 5,0 m, no sítio de várzea baixa, entre os DJ 335 (01/12/2009) e 59

(28/02/2011), exceto os dias sem dados.

Como se apresenta na Figura 4.14 (inferior), a umidade relativa do ar, durante o

período, variou de forma a alcançar o seu valor mínimo (48,1 %) no DJ 1 (01/01/2010). Na

maioria dos dias analisados a umidade relativa máxima chegou a 100 %.

Assim como na terra firme, as temperaturas médias mensais (Figura 4.15, superior)

apresentaram uma pequena amplitude (1,1 ºC) ao longo dos meses considerados, o que é

típico dessa região (Culf et al., 1996). Tal amplitude ocorreu num intervalo de valores que

vai desde 25,2 ºC, em janeiro de 2011, até 26,3 ºC, em junho de 2010, seguindo a mesma

18

20

22

24

26

28

30

32

34

36

335 353 6 24 42 125 143 161 179 197 215 233 350 3 21 39 57

T (

0C

)

Dia Juliano

Temperatura do Ar

Mín Méd Máx

40

45

50

55

60

65

70

75

80

85

90

95

100

335 353 6 24 42 125 143 161 179 197 215 233 350 3 21 39 57

UR

(%

)

Dia Juliano


Mín Méd Máx

68

tendência da série semelhante para a Rin acumulada, mostrada na Figura 4.12. Em média, os

valores de temperatura durante o período inundado superaram em apenas 0,6 ºC os valores do

período terrestre, resultando em temperatura média de 25,8 ºC para todo o intervalo

analisado. Considerando os valores máximos e mínimos diários, o mês com maior amplitude

térmica foi o mês de julho/2010, com diferença entre as temperaturas máxima e mínima

diárias de 12,9 ºC, seguido pelo mês de dezembro/2010, com amplitude de 11,2 ºC.


mensais da temperatura (superior) e da umidade relativa do ar (inferior) na

altura de 5,0 m, no sítio de várzea baixa, para os meses entre dezembro/2009

e fevereiro/2011, exceto aqueles sem dados.

18

21

24

27

30

33

dez/09 jan/10 fev/10 sem

dados

maio/10 jun/10 jul/10 sem

dados

dez/10 jan/11 fev/11

T (

0C

)

Mês

Temperatura do Ar

Mín Méd Máx

40

45

50

55

60

65

70

75

80

85

90

95

100

dez/09 jan/10 fev/10 sem

dados

maio/10 jun/10 jul/10 sem

dados

dez/10 jan/11 fev/11

UR

(%

)

Mês


Mín Méd Máx

69

40

50

60

70

80

90

100

0 2 4 6 8 10 12 14 16 18 20 22 24

UR

(%

)

Hora Local

PERÍODO

INUNDADO

12,5 m

5,0 m

Semelhantemente à temperatura do ar, houve uma pequena variabilidade sazonal entre

os valores médios mensais de umidade relativa do ar (Figura 4.15, inferior), os quais

apresentaram pequena variação mês a mês (92,7 % em julho/2010 a 95,7 % em

fevereiro/2010) e entre estações (93,8 % no período inundado a 94,9 % no período terrestre).

Além disso, o mês com maior amplitude de UR foi janeiro, com 51,9 % de diferença entre os

valores máximo e mínimo diários.

Em termos de ciclo diário, a variação da temperatura do ar (Figura 4.16, superior),

mais uma vez, está de acordo com as variações do ciclo diário da umidade relativa do ar

(Figura 4.16, inferior). Observou-se, assim como em terra firme, que ambos estiveram

interligados de forma inversa.

Figura 4.16 – Perfis médios diários da temperatura (superior) e da umidade relativa do ar


calculados para intervalos de meia hora e nas alturas de 5,0 e 12,5 m, no sítio

de várzea baixa.

20

22

24

26

28

30

32

34

0 2 4 6 8 10 12 14 16 18 20 22 24

T (

oC

)

Hora Local

PERÍODO

TERRESTRE12,5 m

5,0 m

20

22

24

26

28

30

32

34

0 2 4 6 8 10 12 14 16 18 20 22 24

T (

oC

)

Hora Local

PERÍODO

INUNDADO12,5 m

5,0 m

40

50

60

70

80

90

100

0 2 4 6 8 10 12 14 16 18 20 22 24

UR

(%

)

Hora Local

PERÍODO

TERRESTRE

12,5 m

5,0 m

70

Ao longo do dia, a temperatura do ar variou, em média, de 24,0 a 28,5 ºC no período

terrestre e de 24,7 a 28,2 ºC no período inundado, alcançando maiores valores durante a tarde

entre 14 e 15 HL (hora local) e menores próximo ao início da manhã, às 6:30 HL, como se

observa na Figura 4.16 (superior). No entanto, em ambas os períodos, T começa a elevar-se

rapidamente a partir das 7 HL, a uma taxa média de 0,6 ºC h1

(período terrestre) e 0,5 ºC h1

(período inundado), até atingir seu valor máximo às 14 HL no período terrestre e às 14:30 HL

(em média) no inundado, passando a decrescer até o final do dia. A mesma análise para UR

mostra que ela variou, em média, de 84,5 a 99,9 % no período terrestre e de 85,0 % a 99,7 %

no inundado, com máximos entre 20 e 8 HL e mínimos entre 12 e 17 HL (Figura 4.16,

inferior) em ambas as estações.

O valor ligeiramente maior da amplitude térmica ao longo do dia ocorreu no período

terrestre e na altura de 12,5 m (Figura 4.16, superior). Nesse período e nessa altura, a

diferença entre as temperaturas do ciclo diurno e noturno foi de, aproximadamente, 2,4 ºC

(UR média diária igual a 94,8 %), enquanto que no período inundado verificou-se uma

amplitude de 1,7 ºC (UR média diária igual a 93,9 %). Percebeu-se que, por conta da fraca

sazonalidade da UR entre os períodos (0,9 %), a amplitude térmica não esteve relacionada à

umidade neste sentido, assim como o foi no sítio de Terra firme, onde os resultados

mostraram que quanto maior a UR média diária na estação, menor a amplitude térmica diária

na mesma. No caso da várzea baixa, portanto, essa diminuição de amplitude térmica no

período inundado se deve ao fato de que à medida que a lâmina de água aumenta, uma maior

quantidade de calor vai sendo armazenada, o que proporciona um contínuo suprimento de

calor latente para o ar adjacente, resultando em menor flutuação da temperatura ao longo do

dia. Em ambas as estações, essa relação da amplitude térmica diária com a UR pôde ser

verificada entre as alturas (menor amplitude na altura de 5,0 m, principalmente no período

com presença de coluna de água).

Verifica-se na Figura 4.16 (superior) que a variação da temperatura com a altura,

durante o período terrestre, tem o mesmo comportamento ao longo do dia, sempre com

maiores valores próximo à copa (12,5 m) e menores próximo ao solo (5,0 m), com valores

médios diários de 25,9 ºC e 25,6 ºC, respectivamente. Porém, no período com a presença da

camada de água, a situação é modificada: durante toda a noite observam-se maiores valores

próximo ao solo (25,6 ºC) e menores em 12,5 m (25,4 ºC), uma vez que a perda radiativa pela

água é mais lenta do que aquela que acontece na camada próxima à copa, e essa configuração

permanece até às 10 HL, quando o armazenamento de energia na camada do dossel florestal é

71

tal que faz com que a temperatura desta camada seja superior àquela próxima ao solo,

permanecendo assim até o fim da tarde (18 HL), quando todo o ciclo recomeça.

A Figura 4.17 mostra os perfis verticais da temperatura do ar e da umidade relativa do

ar médias para quatro horários do dia em cada período, calculados em 5,0 e 12,5 m. Os

resultados mostram que, durante os dois horários da noite (03 e 21 HL), a temperatura possui

variação com a altura muito pequena, com diferenças entre os níveis variando de 0,1 ºC no

período terrestre a 0,3 ºC no período inundado, indicando temperaturas menores abaixo do

nível da copa da árvore (5,0 m) no período terrestre e maiores no período inundado (Figura

4.17, superior), confirmando o descrito anteriormente.

Figura 4.17 – Perfis verticais da temperatura do ar (superior) e da umidade relativa do ar


para quatro horários (3, 9, 15 e 21 HL) e dois níveis (de 5,0 e 12,5 m), no sítio

de várzea baixa.

5

6

7

8

9

10

11

12

15 17 19 21 23 25 27 29

Alt

ur

a (

m)

T (oC)

PERÍODO

TERRESTRE

3 h

9 h

15 h

21 h

5

6

7

8

9

10

11

12

15 17 19 21 23 25 27 29

Alt

ur

a (

m)

T (oC)

PERÍODO

INUNDADO

3 h

9 h

15 h

21 h

5

6

7

8

9

10

11

12

70 75 80 85 90 95 100

Alt

ur

a (

m)

UR (%)

PERÍODO

TERRESTRE

3 h

9 h

15 h

21 h

5

6

7

8

9

10

11

12

70 75 80 85 90 95 100

Alt

ur

a (

m)

UR (%)

PERÍODO

INUNDADO

3 h

9 h

15 h

21 h

72

Durante os horários diurnos (9 e 15 HL), observaram-se também pequenas diferenças

de temperatura do ar entre os níveis, com os maiores valores, em geral, ao nível da copa (12,5

m), exceto às 9 HL no período inundado, com diferenças em relação ao nível de 5,0 m

variando de 0,3 ºC (período terrestre) a 0,7 ºC (período inundado, às 15 HL). Essa maior

diferença de temperatura entre os níveis às 15 HL (Figura 4.17,superior), que aconteceu no

período inundado, ocorreu em razão da presença da camada de água, com os valores mais

baixos próximos ao solo. Todavia, analisando outros horários do dia nesse mesmo período

inundado, um maior gradiente vertical foi constatado por volta de 12 HL, como pode ser

verificado na Figura 4.16 (superior, à direita).

A umidade relativa do ar, durante o período noturno, também se comportou de forma

aproximadamente constante com a altura, com diferenças entre os níveis que foram desde 0,1

% no período inundado a 0,4 % no período terrestre, indicando valores maiores em 5,0 m no

período terrestre e em 12,5 m no período inundado (Figura 4.17, inferior). Já durante os

horários diurnos, em ambas as estações, observou-se um maior gradiente vertical (0,2 a 4,8

%) de UR, principalmente às 15 HL do período inundado, quando ocorreu grande

disponibilidade hídrica na superfície e perda hídrica no dossel.

4.3.4 Temperatura de Tronco

Os valores diários das temperaturas medidas na árvore representativa no sítio Mujuí

apresentam-se na Figura 4.18, em três alturas distintas e em profundidades de 5 ou 6 cm.

Acompanhando o comportamento da temperatura do ar, a temperatura de tronco nas

três alturas apresentou ciclo anual bem definido, exceto nos dias em que a coluna de água

alcançou a altura de 1 m (DJ 121 em diante), como se percebe claramente na Figura 4.18a.

Como esperado, nesses dias de inundação, a amplitude térmica foi próxima de zero, isso

devido ao elevado calor específico da água, que atua como controlador térmico, como dito

anteriormente.

Em todos os níveis, a temperatura de tronco sofreu influência do fenômeno da

friagem, de forma que todos os mínimos ocorreram no DJ 199 (18/07/2010).

A amplitude térmica na altura do dossel (12,5 m), assim como no ar, foi maior

especialmente nos dias do período inundado (Figura 4.18c), com temperaturas de tronco

73

variando entre 21,7 ºC e 32,6 ºC no DJ 150 (30/05/2010). Nas demais alturas (1,0 e 7,5 m), a

temperatura de tronco apresentou valores mínimos de 21,0 e 20,5 ºC, respectivamente,

enquanto que os valores máximos ocorreram no mesmo dia, DJ 303 (30,5 ºC e 30,4 ºC,

respectivamente) (Figura 4.18a e b).

Figura 4.18 – Valores diários da temperatura de tronco nas alturas de 1,0 m (a), 7,5 m (b) e

12,5 m (c), em profundidades de 5 ou 6 cm, no sítio de várzea baixa, para os

DJ entre 335 (01/12/2009) e 90 (31/03/2011), exceto os dias sem dados.

20

22

24

26

28

30

32

335 359 18 42 137 161 185 209 233 257 281 305 329 353 12 36 60 84

T (

0C

)

Dia Juliano

Temperatura do Tronco a 1 m de altura

(5 cm de profundidade)

Mín Méd Máx

20

22

24

26

28

30

32

335 359 18 42 137 161 185 209 233 257 281 305 329 353 12 36 60 84

T (

0C

)

Dia Juliano

Temperatura do Tronco a 7,5 m de altura


Mín Méd Máx

20

22

24

26

28

30

32

335 359 18 42 137 161 185 209 233 257 281 305 329 353 12 36 60 84

T (

0C

)

Dia Juliano

Temperatura do Tronco a 12,5 m de altura


Mín Méd Máx

a)

b)

c)

74

As temperaturas médias mensais de tronco em 7,5 m e em 6,0 cm de profundidade

(Figura 4.19) apresentaram valores menores nos meses do período terrestre, assim como no

ar. Tais valores mensais caracterizaram-se por uma pequena amplitude ao longo dos quatorze

meses considerados, num intervalo que vai desde 25,1 ºC, em janeiro de 2011, até 26,3 ºC, em

maio e junho de 2010. Considerando os valores máximos e mínimos diários, o mês com maior

amplitude térmica foi o mês de julho de 2010, com diferença entre as temperaturas máxima e

mínima diárias de 9,0 ºC, seguido pelo mês de setembro, com amplitude de 8,1 ºC. As

amplitudes verificadas para o ar foram maiores que para o tronco, e isso se dá em razão da

inércia térmica dos troncos.


mensais da temperatura de tronco na altura de 7,5 m e na profundidade de 6

cm, no sítio de várzea baixa, para os meses de dezembro/2009 a março/2011,

exceto meses sem dados.

A Figura 4.20 apresenta os ciclos médios diários da temperatura de tronco em

diferentes níveis e profundidades. Ao longo do dia, a temperatura de tronco apresentou

diferenças de fase entre os níveis e entre as profundidades analisadas.

Entre os níveis de 1,0 e 7,5 m verificou-se um atraso, da temperatura medida no nível

superior, de aproximadamente duas horas no período terrestre (Figura 4.20a), enquanto a

19

21

22

24

25

27

28

30

31

33

T (

0C

)

Mês

Temperatura do Tronco

Mín Méd Máx

75

temperatura de tronco no nível de 12,5 m apresentou-se em fase com a de 7,5 m. No período

inundado (Figura 4.20b e d), por ocasião da coluna de água, a temperatura na altura de 1,0 m

permaneceu aproximadamente constante. Além disso, observou-se que a amplitude do ciclo

diário foi sempre maior na altura de 12,5 m (2,4 ºC), tanto no período terrestre quanto no

inundado.

Figura 4.20 – Perfis médios diários de temperatura de tronco em três alturas no período

terrestre (a) e no inundado (b), na altura de 1,0 m nas duas estações (c,d) e na

altura de 7,5 m também em ambas as estações (e,f), calculados para intervalos

de meia hora, no sítio de várzea baixa.

24

25

26

27

28

29

30

0 2 4 6 8 10 12 14 16 18 20 22 24

T (

oC

)

Hora Local

PERÍODO

TERRESTRE

1,0 m

7,5 m

12,5 m

24

25

26

27

28

29

30

0 2 4 6 8 10 12 14 16 18 20 22 24

T (

oC

)

Hora Local

PERÍODO

INUNDADO

1,0 m

7,5 m

12,5 m

24

25

26

27

28

29

30

0 2 4 6 8 10 12 14 16 18 20 22 24

T (

oC

)

Hora Local

PERÍODO

TERRESTRE

( Ttr a1,0 m de altura )

11 cm

5 cm

2 cm

24

25

26

27

28

29

30

0 2 4 6 8 10 12 14 16 18 20 22 24

T (

oC

)

Hora Local

PERÍODO

TERRESTRE


6 cm

2 cm

24

25

26

27

28

29

30

0 2 4 6 8 10 12 14 16 18 20 22 24

T (

oC

)

Hora Local

PERÍODO

INUNDADO


6 cm

2 cm

24

25

26

27

28

29

30

0 2 4 6 8 10 12 14 16 18 20 22 24

T (

oC

)

Hora Local

PERÍODO

INUNDADO


11 cm

5 cm

2 cm

(a) (b)

(c) (d)

(e) (f)

76

Por meio da Figura 4.20c pode-se concluir que as amplitudes dos ciclos de

temperatura aumentam do centro para a casca do tronco e que, em 1,0 m, no período terrestre,

a temperatura mais interna (11,0 cm) apresentou, em média, quatro horas e meia de atraso de

fase, em relação à mais externa (2,0 cm).

Esse mesmo comportamento de atraso de fase entre as profundidades do tronco é

verificado no nível de 7,5 m (Figura 4.20e,f). Neste nível, no período terrestre, a temperatura

máxima na profundidade de 2 cm ocorreu às 15:30 HL (27,8 ºC) e a mínima às 8 HL (25,2

ºC), enquanto que no período inundado esses picos ocorrem meia hora mais tarde e meia hora

mais cedo, respectivamente: com a máxima às 16 HL (26,8 ºC) e a mínima às 7:30 HL (24,4

ºC). Em 6 cm (Figura 4.20f), observou-se um comportamento semelhante em ambas as

estações. Além disso, deve-se notar que, no período inundado, no horário de 15:30 HL e na

profundidade mais superficial (2 cm), ocorreu um pico acentuado de temperatura de tronco,

provavelmente em razão da presença da coluna de água e da inclinação do sol correspondente

a esse horário, de forma que tenha ocorrido reflexão de radiação solar pela camada de água

influenciando, assim, as medidas do termopar em 7,5 m de altura.

A Figura 4.21a,b mostra os perfis verticais da temperatura de tronco para quatro

horários do dia em cada período, calculados em 1,0, 7,5 e 12,5 m e em 1,5 ou 2,0 cm de

profundidade. Os resultados mostram que, durante o período terrestre, a temperatura é

aproximadamente constante com a altura em todos os horários, com diferenças entre os níveis

variando de 0,002 ºC (9 HL) a 0,35 ºC (15 HL). Durante o período inundado, verifica-se

claramente a influência que a água exerceu sobre a temperatura de tronco no nível de 1,0 m,

onde a temperatura foi praticamente constante com o tempo (média de 0,5 ºC de mudança

entre os horários), o que levou a amplitudes de temperatura relativamente maiores entre o

nível da copa (12,5 m) e o nível próximo à superfície, com valores entre 0,6 ºC (21 HL) e 1,44

ºC (3 HL).

O perfil radial de temperatura de tronco, em todas as estações e em todos os níveis

analisados na Figura 4.20c,e,f, comportou-se de forma que, à noite, existiu uma tendência a

aumentar a temperatura à medida que aumenta a profundidade no tronco. Desta forma,

durante a noite, as maiores variações térmicas radiais ocorreram no período terrestre no nível

de 1,0 m (Figura 4.20f), com média de 0,9 ºC.

Em contrapartida, durante o período diurno (exceto 09 HL), essa tendência se inverte,

passando a existir maiores valores de temperatura nas proximidades da superfície do tronco, e

menores valores no seu interior. Os valores máximos diurnos de variação radial de

77

temperatura de tronco ocorreram, em média, no período inundado e no nível de 7,5 m, com

média de 1,2 ºC.

Esse comportamento se deve à disponibilidade radiativa durante o dia e às perdas de

energia (por condução ou irradiação de calor) pelo tronco durante a noite.

Figura 4.21 – Perfis verticais de temperatura de tronco em três alturas (a,b) e radiais em 1,0 m

(c,d) e em 7,5 m (e,f), no sítio de várzea baixa.

1

3

4

6

7

9

10

12

21 22 23 24 25 26 27 28

Alt

ur

a (

m)

T (oC)

PERÍODO

TERRESTRE

3 h

9 h

15 h

21 h

1

3

4

6

7

9

10

12

21 22 23 24 25 26 27 28

Alt

ur

a (

m)

T (oC)

PERÍODO

INUNDADO

3 h

9 h

15 h

21 h

24

25

26

27

28

29

30

2 5 11

T (

oC

)

Profundidade (cm)

PERÍODO

TERRESTRE

( Ttr a 1,0 m de altura )

3 h

9 h

15 h

21 h

24

25

26

27

28

29

30

2 5 11

T (

oC

)

Profundidade (cm)

PERÍODO

INUNDADO

( Ttr a 1,0 m de altura)

3 h

9 h

15 h

21 h

24

25

26

27

28

29

30

2 6

T (

oC

)

Profundidade (cm)

PERÍODO

TERRESTRE


3 h

9 h

15 h

21 h

24

25

26

27

28

29

30

2 6

T (

oC

)

Profundidade (cm)

PERÍODO

INUNDADO


3 h

9 h

15 h

21 h

(a) (b)

(c) (d)

(e) (f)

78

4.4 Fluxos de Energia em Floresta de Terra Firme

Nesta Seção, por meio dos dados coletados no sítio da Rebio Cuieiras, apresentam-se

todos os resultados e análises relacionados aos fluxos de energia na floresta de terra firme

deste sítio, ao longo dos dias selecionados e listados anteriormente (Tabelas 4.1 e 4.2).

4.4.1 Saldo de Radiação

Componente do balanço de energia em superfície, o saldo de radiação (Figura 4.22),

Rn, em média, apresentou um ciclo anual pouco variável. Para os dias selecionados, esta

variável apresentou um valor máximo de 914,3 W m2

no DJ 81. O Rn médio para o período

foi de 166,3 W m2

, e o mínimo diário (62,6 W m2

) ocorreu no DJ 22, o qual, dentre todos,

apresentou os menores valores médios de saldo de radiação, em torno de 68,4 W m2

.


de terra firme.

Obedecidos aos critérios explanados na Seção 4.1.1, foram escolhidos os dias

representativos para cada estação. Os perfis diários do saldo de radiação para esses dias

selecionados estão apresentados na Figura 4.23. Todos eles apresentaram ciclos diários bem

definidos, com máximos em média às 11 HL.

-100

0

100

200

300

400

500

600

700

800

900

Sa

ldo

de

ra

dia

çã

o (

W m

-2)

Dia Juliano Mín Méd Máx

79

Na estação úmida, o dia com relativa maior amplitude no Rn foi o DJ 81 (969,6 W

m2

), com o saldo variando entre 55,3 W m2

, às 18:30 HL, e 914,3 W m2

, às 12:30 HL.

Porém, apesar deste dia pertencer à estação úmida, em média, a estação seca foi a que

apresentou uma amplitude relativamente maior no saldo de radiação, com variações que

foram em média de 55,5 a 796,9 W m2

. O DJ 22 se destacou pela sua baixa amplitude no

perfil de Rn (62,6 a 429,0 W m2

).

Figura 4.23 – Perfis diários do saldo de radiação na estação úmida (superior) e na estação seca

(inferior), calculados para intervalos de meia hora, na altura de 44,6 m, para os

dias selecionados, no sítio de terra firme.

De acordo com esses resultados, conclui-se que esse era o comportamento esperado,

uma vez que o fator determinante para a variação da insolação nas latitudes equatoriais é a

nebulosidade, tanto é que na estação seca foram observados os maiores valores de radiação

-100

0

100

200

300

400

500

600

700

800

900

356 357 364 3 22 75 81

Sa

ldo

de

ra

dia

çã

o (

W m

-2)

Dia Juliano

ESTAÇÃO ÚMIDA

-100

0

100

200

300

400

500

600

700

800

900

174 189 248 258 268 270 277

Sa

ldo

de

ra

dia

çã

o (

W m

-2)

Dia Juliano

ESTAÇÃO SECA

80

solar incidente (Seção 4.2.2) e consequentemente de Rn, em comparação com a estação úmida.

O saldo de radiação representou, em média, durante o período diurno (7 às 17 HL), 85,1 e

73,5 % da radiação solar incidente nas estações seca e úmida, respectivamente.

4.4.2 Fluxos de Calor Sensível e Calor Latente

Neste estudo, para evitar magnitudes irreais (muito altas ou muito baixas) dos fluxos

de calor sensível, H, e de calor latente, LE, quando estes apresentaram valores pequenos

(próximos de zero) e com sinais contrários, consideraram-se estes fluxos sempre em fase, ou

seja, que ambos eram, simultaneamente, positivos ou negativos (ver Equações 3.6 e 3.7).

Dessa forma, a razão de Bowen apresentou apenas valores positivos e H e LE seguiram,

aproximadamente, o comportamento do perfil diário do saldo de radiação.

Figura 4.24 – Perfis médios diários dos fluxos de calor sensível e calor latente na estação seca


para os dias selecionados, no sítio de terra firme.

Ao longo do dia, na estação seca (Figura 4.24), H variou em média entre 21,4 W m2

(6 HL) e 238,0 W m2

(11 HL), e LE entre 20,4 W m2

(6:30 HL) e 500,9 W m2

(13 HL).

Na estação úmida, H alcançou valores entre 16,8 W m2

(6 HL) e 100,8 W m2

(11 HL),

enquanto LE variou entre 16,0 W m2

(6:30 HL) e 547,9 W m2

(13 HL). Portanto, houve

-100

0

100

200

300

400

500

600

0 2 4 6 8 10 12 14 16 18 20 22 24

Flu

xo

s d

e E

ne

rg

ia (

W

m-

2)

Hora Local

ESTAÇÃO

ÚMIDA

LE

H

-100

0

100

200

300

400

500

600

0 2 4 6 8 10 12 14 16 18 20 22 24

Flu

xo

s d

e E

ne

rg

ia

(W

m

-2

)

Hora Local

ESTAÇÃO

SECA

LE

H

81

uma pequena diminuição de 4,5 % no fluxo de calor latente e um considerável incremento de

136 % no fluxo de calor sensível na estação seca, em comparação à úmida.

Resultados de vários estudos indicam que a umidade do solo, potencial hídrico foliar e

índice de área foliar em floresta, cerrado e pastagem diminuem durante a estação seca

(McWilliam et al., 1996; Roberts et al., 1996; Sá et al., 1996; Meinzer et al., 1999). A queda

na quantidade de água disponível e do índice de área foliar pode reforçar o aquecimento da

superfície, provocar aumento no fluxo de calor sensível e consequentemente diminuição no

fluxo de calor latente (Bastable et al., 1993). Segundo Oliveira (2010), na estação seca de um

ano típico regional (com relação à precipitação), a elevada água no solo (ainda que menor do

que na estação úmida) e a maior disponibilidade de radiação fazem com que a

evapotranspiração (ETP) seja equivalente à precipitação ou até maior, indicando que a

diminuição do conteúdo de água verificado não afeta tanto a evapotranspiração neste sítio. Ela

constata que embora ocorram maior precipitação e disponibilidade hídrica no solo na estação

chuvosa, o aumento da nebulosidade resulta em valores de ETP muito inferiores aos da

precipitação, e também menores que a evapotranspiração observada na estação seca, em

concordância com outros estudos realizados em floresta de terra firme na Amazônia, como

por exemplo, o de Hasler e Avissar (2007). Por outro lado, após análise do ano de 2005 (ano

anômalo quanto à precipitação), a autora declara que em anos como este, quando o período

seco reflete numa diminuição considerável do conteúdo de água armazenado no solo e da

condutância da superfície, o alto déficit de pressão de vapor não é suficiente para manter

elevada a ETP, e consequentemente LE se torna menor, ocorrendo o mesmo em 2010, foco do

presente trabalho.

Portanto, no presente estudo, e de acordo com o que foi discutido, o déficit hídrico da

estação seca de 2010 possivelmente justifica o decréscimo do fluxo de calor latente nesta

estação. Além disso, o aumento de H na estação seca está indiretamente ligado a maiores

valores de radiação solar incidentes, observados no sítio de terra firme (Seção 4.2.2), os quais

provocaram maiores gradientes de temperatura entre a superfície ativa da floresta (dossel) e a

atmosfera, fazendo com que menos energia ficasse disponível para os processos de

evaporação e transpiração na estação seca, em comparação à estação úmida.

Na Figura 4.25 mostram-se as regressões lineares entre os fluxos de calor sensível e

calor latente e o saldo de radiação, para as estações seca e úmida. Considerando que as

relações ideais entre as variáveis sejam alcançadas quando os valores dos coeficientes linear,

angular e de correlação (R2) forem 0, 1 e 1 respectivamente, percebe-se que em ambas as

82

estações a maior correlação acontece entre LE e Rn (R2 = 0,94 na estação úmida e 0,92 na

seca), enquanto o fluxo de calor sensível possuiu maior dependência em relação a Rn na

estação seca (R2 = 0,81), condizendo com o verificado por Oliveira (2010) no mesmo sítio.


sensível (H, inferior) e o saldo de radiação (Rn), nas estações seca (à

esquerda) e úmida (à direita), calculados para intervalos de meia hora para os

dias selecionados, no sítio de terra firme.

Na Figura 4.26 está exposta a razão de Bowen (H / LE) média horária, entre 08 e 16

HL em cada estação. A razão de Bowen, nestes horários, foi em média de 0,4 na estação seca

e 0,2 na úmida, acontecendo, porém, por volta de 8 HL, um pico de 0,8 (estação úmida) e 0,9

(estação seca). Estes resultados mostram que, em geral, houve mais gasto de energia

disponível (Rn S G) com os processos de evapotranspiração pela floresta do que com o

aquecimento do ar acima do dossel.

y = 0,74x + 18,80R² = 0,94

-100

0

100

200

300

400

500

600

700

800

900

-200 0 200 400 600 800 1000

LE

(W

m

-2

)

R n ( W m - 2 )

ESTAÇÃO

ÚMIDA

y = 0,12x + 0,80R² = 0,68

-100

0

100

200

300

400

500

600

700

800

900

-200 0 200 400 600 800 1000

H (

W

m-

2)

R n ( W m - 2 )

ESTAÇÃO

ÚMIDA

y = 0,63x + 13,52R² = 0,92

-100

0

100

200

300

400

500

600

700

800

900

-200 0 200 400 600 800 1000

LE

(W

m

-2

)

R n ( W m - 2 )

ESTAÇÃO

SECA

y = 0,25x + 1,36R² = 0,81

-100

0

100

200

300

400

500

600

700

800

900

-200 0 200 400 600 800 1000

H (

W

m-

2)

R n ( W m - 2 )

ESTAÇÃO

SECA

83

Verificou-se também que, independentemente da estação, o perfil da razão de Bowen

apresentou os máximos no período da manhã, geralmente às 8 HL, e os mínimos durante a

tarde, com os valores mais baixos tendo sido alcançados na estação úmida.


para intervalos de meia hora para os dias selecionados, no sítio de terra firme.

4.4.3 Taxas de Armazenamento de Energia

Como é apresentado na Figura 4.27, foram calculados todos os componentes da taxa

de armazenamento de energia, S: no ar (Sar), nos troncos (Str), na copa (Sco) e no extrato

inferior da floresta (Sei).

Durante o dia, na estação seca (Figura 4.27, esquerda), S variou, em média, entre

57,8 W m2

(20:30 HL) e 140,0 W m2

(8:30 HL). Na estação úmida (Figura 4.27, direita)

houve um aumento de 13,1 % na amplitude de S ao longo do dia, em comparação à outra

estação, com valores oscilando entre 90,5 W m2

(18 HL) e 133,3 W m2

(9 HL).

Foi observado que a energia armazenada durante o período diurno foi

aproximadamente a mesma em ambas as estações, 1,9 MJ m2

dia1

, além de que a maior

parte da mesma foi liberada durante a noite, produzindo um saldo positivo de S e indicando

maior absorção pela floresta. Essa perda noturna foi maior na estação úmida, onde se

percebeu que 85 % da energia armazenada durante o dia foi perdida durante a noite, enquanto

que uma menor perda foi observada durante a estação seca, 78 %. Consequentemente, houve

um maior saldo de S na estação seca do que na úmida, 0,4 e 0,3 MJ m2

dia1

,

0,0

0,1

0,2

0,3

0,4

0,5

0,6

0,7

0,8

8 9 10 11 12 13 14 15 16

H /

LE

Hora Local

Estação Seca

Estação Úmida

84

respectivamente. Segundo Michiles (2009), esta energia “excedente” é, usualmente, liberada

em dias nublados ou chuvosos, quando, possivelmente, termina-se com saldo negativo de S.

Figura 4.27 – Perfis médios diários das taxas de armazenamento de energia na estação seca

(esquerda) e na estação úmida (direita), calculados para intervalos de meia

hora para os dias selecionados, no sítio de terra firme.

Ao longo do dia, na estação seca (Figura 4.27, esquerda), verificam-se diferenças de

fase entre alguns componentes de S, de forma que o ciclo diário de Sar é o mais adiantado

(pico às 8:30 HL), seguido após meia hora pelos demais, Str, Sco e Sei (pico às 9 HL). Na

estação úmida (Figura 4.27, direita) o pico de todos os componentes acontece às 9 HL. Além

disso, em razão de praticamente todos os componentes mudarem o sentido do fluxo de energia

por volta das 15:30 HL (estação úmida) e 16:30 HL (estação seca, exceto Sar), S tornou-se

negativo nestes horários, iniciando o processo de liberação de energia. Observa-se também

que Sar na estação seca, após o máximo às 8:30 HL (68,8 W m2

), decresce até alcançar

valores negativos por volta de 13 HL (12,7 W m2

), configurando um resfriamento do ar

nesse horário, quando ocorrem máximos valores de LE e um decaimento em H. Em seguida,

Sar passa a crescer até atingir outro pico positivo no final da tarde, às 17 HL (22,7 W m2

).

Esse comportamento não ocorre na estação úmida, quando o máximo das 9 HL (76,7 W m2

)

é seguido por um decrescimento de Sar com o tempo até atingir seu valor mínimo, às 18:30

HL (46,3 W m2

). Os demais componentes de S (Str, Sco e Sei) possuíram amplitudes bem

menores que Sar e variações ao longo do dia semelhantes entre si, com valores em média

-100

-75

-50

-25

0

25

50

75

100

125

150

175

0 2 4 6 8 10 12 14 16 18 20 22 24

Tax

a d

e A

rmaz

enam

ento

de

Ener

gia

(W

m-2

)

Hora Local

ESTAÇÃO

SECA S

S ar

S ei

S tr

S co

-100

-75

-50

-25

0

25

50

75

100

125

150

175

0 2 4 6 8 10 12 14 16 18 20 22 24

Tax

a d

e A

rmaz

enam

ento

de

En

erg

ia (

W m

-2)

Hora Local

ESTAÇÃO

ÚMIDA S

S ar

S ei

S tr

S co

85

variando entre 15,0 W m2

a 24,3 W m2

na estação seca e entre 14,8 W m2

a 18,8 W m2

na estação úmida.

Tanto na estação seca quanto na úmida a maior parte do armazenamento de energia

aconteceu no ar, representando 50,9 e 57,8 % de S, respectivamente, como pode ser visto na

Tabela 4.6, que apresenta a partição de S nos componentes do armazenamento de energia. Em

média, verificou-se que 13,1 % da energia armazenada aconteceu nos troncos e a outra porção

restante de S (32,6 %, em média) foi destinada à copa e ao estrato inferior da floresta. Essa

partição contraria a encontrada por Michiles (2009), no mesmo sítio de estudo, onde, através

de metodologia distinta, foi constatado que em média, um terço da energia armazenada na

floresta se deve ao ar, um terço aos troncos e o restante é dividido entres os demais

componentes da biomassa.


armazenamento de energia no ar (Sar), nos troncos (Str), na copa (Sco) e no

estrato inferior da floresta (Sei) e S em cada estação.

Razão Estação seca Estação úmida

Sar / S 50,9 57,8

Str / S 14,1 12,1

Sco / S 17,6 15,1

Sei / S 17,5 15,0

Foram realizadas regressões lineares entre a taxa de armazenamento de energia e o

saldo de radiação, para as estações seca e úmida (Figura 4.28), e os resultados demonstraram

haver um maior espalhamento de pontos durante a estação seca, indicando que existiu uma

menor dependência entre os valores da taxa de armazenamento de energia e o saldo de

radiação para este período (R2 = 0,24). Portanto, a melhor correlação entre essas variáveis

ocorreu na estação úmida (R2 = 0,32).

86


radiação (Rn), nas estações seca (esquerda) e úmida (direita), calculados para

intervalos de meia hora para os dias selecionados, no sítio de terra firme.

4.4.4 Fluxo de Calor no Solo

O perfil médio diário do fluxo de calor no solo (G) medido para cada estação é

apresentado na Figura 4.29. A variação sazonal deste fluxo não é tão grande, contudo,

percebe-se aproximadamente, que existe um atraso de fase na estação úmida e uma ligeira

maior amplitude de G ao longo do dia na estação seca. Desta forma, os mínimos na estação

úmida (4,9 W m2

) ocorrem com meia hora de antecedência (6:30 HL) do que os mínimos

na estação seca (5,6 W m2

), que acontecem geralmente às 07 HL. Enquanto os máximos

(7,5 W m2

) são alcançados às 14 HL na estação úmida e somente após uma hora (15 HL) na

estação seca (7,3 W m2

).

y = 0,13x - 17,58R² = 0,32

-200

-100

0

100

200

300

400

-200 0 200 400 600 800 1000

S (

W m

-2

)

R n ( W m - 2 )

ESTAÇÃO

ÚMIDA

y = 0,10x - 13,83R² = 0,24

-200

-100

0

100

200

300

400

-200 0 200 400 600 800 1000

S (

W m

-2

)

R n ( W m - 2 )

ESTAÇÃO

SECA

87

Figura 4.29 – Perfis médios diários do fluxo de calor no solo na estação seca e na estação

úmida, calculados para intervalos de meia hora para os dias selecionados, no


Foi observado que G foi positivo durante duas horas e meia a mais na estação seca (10

às 22:30 HL) do que na úmida (9:30 às 19:30 HL), período em que houve transmissão de

energia da superfície para as camadas inferiores do solo. Além disso, a liberação de energia

das camadas inferiores para a superfície (G negativo) durante a estação úmida, ao final do dia,

foi maior que a entrada, levando a um saldo negativo de G, e uma tendência ao resfriamento

do solo nesta estação. Este comportamento se explica possivelmente pela menor quantidade

de radiação que atinge o solo e menores temperaturas que ocorrem na estação úmida, em

comparação com a seca (ver Seções 4.2.2 e 4.2.3).

No sentido de se identificar qual das variáveis meteorológicas citadas acima (Rin ou T)

exerceu maior influência no fluxo de calor no solo, fizeram-se regressões lineares entre os

valores de G e Rn e entre G e T no topo da torre (Figura 4.30). Diante disto, verifica-se que há

uma correlação muito maior entre G e a tempertura do ar, com coeficientes de determinação

em torno de 0,84.

-10

-8

-6

-4

-2

0

2

4

6

8

10

0 2 4 6 8 10 12 14 16 18 20 22 24

Flu

xo

de

Ca

lor n

o S

olo

(W

m

-2)

Hora Local

Estação Seca

Estação Úmida

88


(superior), e entre G e o saldo de radiação, Rn (inferior), nas estações úmida

(esquerda) e seca (direita), medidos no sítio de terra firme nos dias

selecionados.

4.4.5 Balanço de Energia em Superfície

A Figura 4.31 apresenta os perfis médios diários dos fluxos de energia que compõem o

balanço em superfície, ou melhor, Rn, H, LE, S e G, para cada período. Ademais, é

apresentado no Apêndice A (estação seca) e no Apêncide B (estação úmida) os perfis médios

destes fluxos para cada um dos quatorze dias selecionados.

Uma vez que se descreveram e discutiram as características observadas para todas

estas grandezas nas Seções 4.4.1, 4.4.2, 4.4.3 e 4.4.4, esta Seção concentrar-se-á na análise da

partição e do balanço de energia para os períodos considerados.

y = 0,01x - 1,05R² = 0,29

-20

-15

-10

-5

0

5

10

15

20

25

30

-200 0 200 400 600 800 1000

G (

W

m-

2)

R n ( W m - 2 )

ESTAÇÃO

SECA

y = 1,59x - 41,67R² = 0,82

-20

-15

-10

-5

0

5

10

15

20

25

30

20 23 26 29 32 35

G (

W

m-

2)

T ( o C )

ESTAÇÃO

ÚMIDA

y = 1,30x - 36,00R² = 0,86

-20

-15

-10

-5

0

5

10

15

20

25

30

20 23 26 29 32 35

G (

W

m-

2)

T ( o C )

ESTAÇÃO

SECA

y = 0,01x - 2,03R² = 0,58

-20

-15

-10

-5

0

5

10

15

20

25

30

-200 0 200 400 600 800 1000

G (

W

m-

2)

R n ( W m - 2 )

ESTAÇÃO

ÚMIDA

89

As razões entre os somatórios totais diários de cada um dos componentes não

radiativos (H, LE, S e G) e do saldo de radiação, Rn, apresentam-se na Tabela 4.7, para as

estações seca e úmida, com o intuito de se quantificar a partição de Rn nos outros

componentes do BES.


radiativos (H, LE, S e G) e do saldo de radiação, Rn, em cada estação.

Razão Estação seca Estação úmida

LE / Rn 71,0 85,9

H / Rn 26,1 12,1

S / Rn 2,6 2,1

G / Rn 0,3 0,1

De acordo com o esperado e apresentado na Seção 2, a floresta utilizou a maior parte

do saldo de radiação diário para o processo de evapotranspiração, de forma que a razão LE /

Rn ficou em torno de 85,9 % na estação úmida e 71,0 % na estação seca. Cerca de 12,1 % e

26,1 % da energia total de Rn, na estação úmida e seca, respectivamente, foi empregada no

aquecimento da atmosfera acima do dossel da floresta por meio de turbulência térmica. As

frações de Rn destinadas a LE e a H na estação seca aqui observadas são semelhantes ao

verificado por Von Randow et al. (2004) e Oliveira (2010). Em média, houve pouca variação

sazonal do armazenamento de energia pela floresta, com a fração de Rn correspondente

oscilando entre 2,1 %, na estação úmida, e 2,6 % na seca. O fluxo de calor no solo apresentou

uma fração relativamente insignificante do saldo de radiação, e o seu saldo diário negativo na

estação úmida fez com que no final do dia médio desta estação 0,1 % de Rn fosse liberado

pelas camadas inferiores para a superfície do solo, enquanto na estação úmida o saldo foi

positivo e o fluxo de calor a partir da superfície do solo correspondeu a cerca de 0,3 % de Rn.

Analisando a partição ao longo do dia (Figura 4.31), percebe-se que por volta das 8

HL, existe uma contribuição bastante significativa de S, tanto na estação seca (62,8 %) quanto

na úmida (91,5 %). Três horas depois (11 HL), na estação seca, observou-se o maior

particionamento em H do dia (32,3 %) e ao final da tarde (17 HL), ocorreram as máximas de

G/Rn (5,5 %) e de LE/Rn (77,5 %) nesta estação. Também no final da tarde da estação úmida

perceberam-se as máximas contribuições de G (3,1 %), de LE (114,7 %) e de H (22,5 %).

90

Estes resultados mostram que, a despeito dos baixos valores de S/Rn, quando

considerados todos os horários do dia, esta fração apresentou contribuições significativas em

alguns horários, o que é condizente com os resultados de Moore e Fisch (1986), Michiles

(2008 e 2009) e Oliveira (2010), os quais ratificam a importância da inclusão de todos os

termos a fim de melhorar o fechamento do balanço de energia na Floresta Amazônica.

Figura 4.31 – Perfis médios diários dos componentes do balanço de energia em conjunto, na

estação seca (esquerda) e na estação úmida (direita), calculados para intervalos

de meia hora, no sítio de terra firme.

4.5 Fluxos de Energia em Floresta de Várzea Baixa

Nesta Seção, por meio dos dados coletados no sítio Mujuí, apresentam-se todos os

resultados e análises relacionados aos fluxos de energia na floresta de várzea baixa deste sítio,

ao longo dos dias selecionados e listados anteriormente (Tabelas 4.3 e 4.4).

4.5.1 Nível da Água no Sítio

Para o correto cálculo do armazenamento de energia, S, foi necessário determinar os

dias em que o nível da água no Lago Mamirauá foi tal, que a água atingiu a árvore

representativa instrumentada. Assim, a partir dessa informação, foi possível calcular Ság e,

-200

-100

0

100

200

300

400

500

600

700

800

900

0 2 4 6 8 10 12 14 16 18 20 22 24

Flu

xo

s d

e E

ne

rg

ia

(W

m

-2

)

Hora Local

ESTAÇÃO

SECA Rn

LE

H

S

G

-200

-100

0

100

200

300

400

500

600

700

800

900

0 2 4 6 8 10 12 14 16 18 20 22 24

Flu

xo

s d

e E

ne

rg

ia

(W

m

-2

)

Hora Local

ESTAÇÃO

ÚMIDA Rn

LE

H

S

G

91

posteriormente, S. Para isso, fez-se um cálculo simples que levou em consideração a diferença

entre o nível da água no sítio Mamirauá e a altura em relação ao nível médio do mar da região

de estudo. Dessa forma, foram selecionados os dias em que o nível da água no sítio fosse

maior que 1,0 m (altura do termopar mais baixo) e que, ao mesmo tempo, correspondesse a

um dia com precipitação menor que 5 mm, pelos motivos anteriormente citados.

O nível da água em todos os dias estimados com inundação no sítio Mujuí, no ano de

2010, é apresentado na Figura 4.32 e a lista dos dias efetivamente utilizados para o cálculo do

Ság se encontra na Tabela 4.8.

Figura 4.32 – Nível estimado de água no sítio Mujuí, no ano de 2010.

Tabela 4.8 - Relação dos dias efetivamente utilizados para o cálculo do armazenamento de

energia na água, Ság, e os níveis de água no sítio Mujuí (zn) correspondentes.

Data DJ zn (m)

09/05/2010 129 2,35

13/05/2010 133 2,58

23/05/2010 143 2,80

31/05/2010 151 2,96

14/06/2010 165 2,99

02/07/2010 183 2,41

07/07/2010 188 1,93

0,0

0,5

1,0

1,5

2,0

2,5

3,0

3,5

1 41 81 121 161 201 241 281 321 361

Nív

el

de

ág

ua

(m

)

Dia Juliano

Nível de água

no Sítio Mujuí

92

A partir do DJ 98 (08/04/2010), o nível de água no sítio começou a subir a uma taxa

média diária de 5,1 cm, alcançando seu valor máximo de 3,1 m, no DJ 157 (06/06/2010),

quando passou a decrescer à taxa média de 6,5 cm por dia, até o DJ 202 (21/07/2010), como

mostra a Figura 4.32. Portanto, ao todo, estima-se que o sítio Mujuí esteve cerca de 105 dias

alagado durante o ano de 2010, 5 dias a menos do que a média para o local (Seção 3.1.2).


O saldo de radiação, Rn, apresentou um ciclo anual pouco variável no sítio de várzea

baixa (Figura 4.33). Para os dias selecionados, esta variável apresentou um valor máximo de

839,5 W m2

no DJ 52. O Rn médio para o período foi de 167,7 W m2

e o mínimo diário

(36,7 W m2

) ocorreu no DJ 165.

Obedecidos aos critérios explanados na Seção 4.1.2, foram escolhidos os dias

representativos para cada período. Os perfis diários do saldo de radiação para esses dias

selecionados estão apresentados na Figura 4.34. Todos eles apresentaram ciclos diários bem

definidos, com máximos por volta de 14 HL.

No período terrestre, o dia com relativa maior amplitude no Rn foi o DJ 52 (869,9 W

m2

), com o saldo variando entre 30,4 W m2

, às 6 HL, e 839,5 W m2

, às 13:30 HL. Já no

período inundado, verificou-se uma amplitude um pouco menor no saldo de radiação, com

variações que foram em média de 31,4 a 720,3 W m2

.


de várzea baixa.

-100

0

100

200

300

400

500

600

700

800

900

Sa

ldo

de

ra

dia

çã

o (

W m

-2

)

Dia Juliano Mín Méd Máx

93

Figura 4.34 – Perfis diários do saldo de radiação no período terrestre (superior) e no período

inundado (inferior), calculados para intervalos de meia hora, na altura de 20,0

m, para os dias selecionados, no sítio de várzea baixa.

Estes resultados mostram que apesar da pouca variação sazonal de Rn, percebe-se

ainda a sua relação com a radiação solar incidente, a qual foi maior no período terrestre

(Seção 4.3.2).


No sítio de várzea baixa, assim como no de terra firme, para evitar magnitudes irreais

(muito altas ou muito baixas) dos fluxos de calor sensível, H, e de calor latente, LE, quando

estes apresentam valores pequenos (próximos de zero) e com sinais contrários, consideraram-

se estes fluxos sempre em fase, ou seja, que ambos eram, simultaneamente, positivos ou

-100

0

100

200

300

400

500

600

700

800

900

42 346 365 9 12 32 52

Sa

ldo

de

ra

dia

çã

o (

W m

-2)

Dia Juliano

PERÍODO TERRESTRE

-100

0

100

200

300

400

500

600

700

800

900

129 133 143 151 165 183 188

Sa

ldo

de

ra

dia

çã

o (

W m

-2)

Dia Juliano

PERÍODO INUNDADO

94

negativos (ver Equações 3.6 e 3.7). Dessa forma, a razão de Bowen apresentou apenas valores

positivos e H e LE seguiram, aproximadamente, o comportamento do perfil diário do saldo de

radiação.

Figura 4.35 – Perfis médios diários dos fluxos de calor sensível e calor latente no período

terrestre (esquerda) e no período inundado (direita), calculados para intervalos

de meia hora para os dias selecionados, no sítio de várzea baixa.

Ao longo do dia, no período terrestre (Figura 4.35, à esquerda), ambos H e LE

alcançaram seus mínimos e máximos às 7:30 e às 13:30, respectivamente. O fluxo de calor

sensível variou, em média, entre 2,2 W m2

e 111,8 W m2

, e o fluxo de calor latente entre

6,8 W m2

e 577,5 W m2

. No período inundado, H alcançou valores entre 7,0 W m2

(18

HL) e 366,8 W m2

(12 HL), enquanto LE variou entre 16,2 W m2

(18:30 HL) e 305,0 W

m2

(13 HL).

Os totais diários de LE mostraram valores da ordem de 12,0 MJ m2

dia1

no período

com a presença da camada de água, o que representou 85 % da energia disponível (Rn S

G), enquanto que no período terrestre, chegou a atingir valores por volta de 7,3 MJ m2

dia1

,

representando cerca de 52 % da energia disponível. Consequentemente, a variação de H

também foi bastante significativa, em média partindo de 2,1 MJ m2

dia1

(15 % da energia

disponível) no período terrestre até alcançar 6,7 MJ m2

dia1

(48,0 % da energia disponível)

no período inundado.

-100

0

100

200

300

400

500

600

0 2 4 6 8 10 12 14 16 18 20 22 24

Flu

xo

s d

e E

ne

rg

ia

(W

m

-2

)

Hora Local

PERÍODO

INUNDADO

LE

H

-100

0

100

200

300

400

500

600

0 2 4 6 8 10 12 14 16 18 20 22 24

Flu

xo

s d

e E

ne

rg

ia

(W

m

-2

)

Hora Local

PERÍODO

TERRESTRE

LE

H

95

Portanto, no período inundado o fluxo de calor sensível foi aproximadamente três

vezes maior e houve um considerável decréscimo de 40 % do fluxo de calor latente neste

período. Neste caso, diferentemente da terra firme, não se pôde justificar o aumento de H a

maiores valores de radiação solar incidente, uma vez que ocorreu o contrário, maiores

quantias de Rin foram observadas no período com menores valores de H. Todavia, a diferença

sazonal desta grandeza radiativa acumulada diária, ao longo dos dias analisados, foi tão

pequena (0,2 MJ m2

dia1

) a ponto de não ser, talvez, o fator determinante para a variação

estacional de H durante o período estudado. Desta forma, o aumento de H no período

inundado possivelmente esteve relacionado à presença da coluna de água na superfície da

floresta, que provocou maiores gradientes de temperatura entre a superfície ativa da floresta

(dossel) e a atmosfera. Da mesma forma, a diminuição do fluxo de calor latente

provavelmente se deve ao mesmo motivo, de forma que parte da energia utilizada

anteriormente para a evapotranspiração passou a ser armazenada na coluna de água. Além

disso, em função da presença da coluna de água, o gradiente vertical de umidade específica se

tornou menor no período inundado, levando a menores fluxos de calor latente.

Verificou-se ainda que a partir de 10 HL, no período inundado, há uma queda do LE

acompanhada por um aumento considerável do H (Figura 4.35, à direita), levando a picos

opostos nestes termos às 11:30 HL. Isso ocorre por conta de um maior gradiente vertical de

temperatura verificado por volta de 12 HL, conforme mencionado na Seção 4.3.3.

Na Figura 4.36 são exibidas as regressões lineares entre os fluxos de calor sensível e

calor latente e o saldo de radiação, para os períodos terrestre e inundado. Percebe-se que, no

período terrestre, existe uma maior dependência de LE em relação a Rn (R2 = 0,97), enquanto

que, no período inundado, verificou-se uma correlação maior entre H e Rn (R2 = 0,73).


HL em cada período. A razão de Bowen, nestes horários, foi aproximadamente constante (0,2

em média) no período terrestre, acontecendo, porém, por volta de 11:30 HL no período

inundado, um pico de 2,7, momento em que a maior parte da energia disponível (Rn S G)

foi utilizada para o fluxo de calor sensível.

Estes resultados mostram que, em geral, houve mais gasto de energia disponível com

os processos de evapotranspiração pela floresta do que com o aquecimento do ar acima do

dossel, exceto entre 11 e 12:30 HL e entre 15 e 15:30 HL, no período inundado quando H

atingiu valores maiores que LE.

96


sensível (H, inferior) e o saldo de radiação (Rn), nos períodos terrestre (à

esquerda) e inundado (à direita), calculados para intervalos de meia hora para

os dias selecionados, no sítio de várzea baixa.


para intervalos de meia hora para os dias selecionados, no sítio de várzea baixa.

0,0

0,5

1,0

1,5

2,0

2,5

3,0

8 9 10 11 12 13 14 15 16

H / L

E

Hora Local

Período Terrestre

Período Inundado

y = 0,76x + 11,11R² = 0,97

-100

0

100

200

300

400

500

600

700

800

900

-200 0 200 400 600 800 1000

LE

(W

m

-2

)

R n ( W m - 2 )

PERÍODO

TERRESTRE

y = 0,40x + 17,26R² = 0,66

-100

0

100

200

300

400

500

600

700

800

900

-200 0 200 400 600 800 1000

LE

(W

m-

2)

R n ( W m - 2 )

PERÍODO

INUNDADO

y = 0,12x + 3,98R² = 0,50

-100

0

100

200

300

400

500

600

700

800

900

-200 0 200 400 600 800 1000

H (

W

m-

2)

R n ( W m - 2 )

PERÍODO

TERRESTRE

y = 0,41x + 8,22R² = 0,73

-100

0

100

200

300

400

500

600

700

800

900

-200 0 200 400 600 800 1000

R n ( W m - 2 )

PERÍODO

INUNDADO

97


Como é apresentado na Figura 4.38, foram calculados todos os componentes da taxa

de armazenamento de energia, S: no ar (Sar), nos troncos (Str), na água (Ság) e nos outros

componentes da biomassa (Scb), no sítio de várzea baixa.

Ao longo do dia, no período terrestre, S variou em média, entre 46,6 W m2

(19 HL)

e 64,5 W m2

(10:30 HL). Como fica claro no gráfico, houve, no período inundado, um

aumento significativo em S, de forma que a amplitude do armazenamento de energia foi cerca

de duas vezes maior que no período terrestre, com valores oscilando entre 61,4 W m2

(6:30

HL) e 155,0 W m2

(14 HL).

Figura 4.38 – Perfis médios diários das taxas de armazenamento de energia no período

terrestre (esquerda) e no período inundado (direita), calculados para

intervalos de meia hora para os dias selecionados, no sítio de várzea baixa.

Foi observado que a energia armazenada durante os horários diurnos no período

inundado (1,8 MJ m2

dia1

) foi em média 42 % maior que no período terrestre (1,3 MJ m2

dia1

), período no qual 81 % do total armazenado foi perdido durante a noite (1,1 MJ m2

dia1

), enquanto no período inundado houve uma perda noturna menor, 74 % (1,35 MJ m2

dia1

), o que levou a um estoque energético 93 % maior, ao final do dia, no período com a

presença da coluna de água. Por conseguinte, verifica-se que a camada de água do período

inundado age como um importante sumidouro de energia durante o período diurno e como

fonte energética à noite.

-100

-75

-50

-25

0

25

50

75

100

125

150

175

0 2 4 6 8 10 12 14 16 18 20 22 24

Tax

a d

e A

rmaz

enam

ento

de

En

erg

ia (

W m

-2)

Hora Local

PERÍODO

TERRESTRE S

S ar

S cb

S tr

S ág

-100

-75

-50

-25

0

25

50

75

100

125

150

175

0 2 4 6 8 10 12 14 16 18 20 22 24

Tax

a d

e A

rmaz

enam

ento

de

En

erg

ia (

W m

-2)

Hora Local

PERÍODO

INUNDADO S

S ar

S cb

S tr

S ág

98

No período terrestre (Figura 4.38, à esquerda), verificaram-se diferenças de fase entre

os componentes de S, de forma que o ciclo diário de Sar foi o mais adiantado (pico às 8:30

HL), seguido, após duas hora, por Scb (pico às 10:30 HL) e depois de duas horas por Str (pico

às 12:30 HL). Neste período, pela ausência de coluna de água, Ság foi nulo. No período

inundado (Figura 4.38, à direita), a mesma ordem foi seguida, porém o pico de

armazenamento de modo geral aconteceu mais tardiamente para os componentes de S, Sar

(9:30 HL), Scb (12 HL), Ság (14 HL) e Str (14:30 HL). Interessante notar também o quanto S

foi controlado por Ság ao longo do dia, quando da presença da coluna de água, enquanto os

demais componentes (Str, Scb e Sar), neste período, apresentaram comportamento mais

adiantado e semelhante entre si.

No período terrestre, a maior parte do armazenamento de energia (54,7 %) aconteceu

nos troncos, como pode ser visto na Tabela 4.9, que mostra a partição de S nos componentes

do armazenamento de energia. Já no período inundado, como esperado, devido à grande

capacidade térmica da água, quase 70 % da energia armazenada na floresta ficou na coluna de

água.


armazenamento de energia no ar (Sar), nos troncos (Str), na água (Ság) e nos

outros componentes da biomassa (Scb) e S em cada período.

Razão Período terrestre Período inundado

Sar / S 16,2 10,4

Str / S 54,7 10,0

Ság / S 00,0 69,0

Scb / S 29,1 10,7

Na Figura 4.39 mostram-se as regressões lineares entre a taxa de armazenamento de

energia e o saldo de radiação, para os períodos terrestre e inundado. Percebe-se que houve um

maior espalhamento de pontos durante o período inundado, indicando que existiu uma menor

dependência entre os valores da taxa de armazenamento de energia e o saldo de radiação para

este período (R2 = 0,47). Portanto, a melhor correlação entre essas variáveis ocorreu no

período terrestre (R2 = 0,51).

99


radiação (Rn), nos períodos terrestre (esquerda) e inundado (direita), calculados

para intervalos de meia hora para os dias selecionados, no sítio de várzea baixa.


Na Figura 4.40 é apresentado o perfil médio diário do fluxo de calor no solo (G)

medido para cada período. A diferença sazonal deste fluxo é bem marcante, dada a presença

de coluna de água no período inundado, na qual o fluxo de calor no solo é praticamente

constante ao longo do dia, com amplitude diária, em média, de apenas 1,0 W m2

, uma vez

que esta camada impossibilita a radiação solar atingir a superfície do solo, impedindo a

transferência de calor da atmosfera para o solo e vice versa. Em contrapartida, no período

terrestre, G apresentou amplitude diária bem maior (28,2 W m2

), com mínimo e máximo

horários de, respectivamente, 9,2 W m2

(7 HL) e 19,0 W m2

(14:30 HL). Além disso, no

período terrestre, foi observado que este fluxo foi positivo entre 10:30 e 20:30 HL, período

em que houve transmissão de energia da superfície para as camadas inferiores do solo.

No sentido de se identificar qual das variáveis meteorológicas que influenciam G (Rin

ou T) exerceu maior influência neste fluxo, fizeram-se regressões lineares entre os valores de

G e Rn e entre G e T em 12,5 m (Figura 4.41).

y = 0,09x - 12,18R² = 0,51

-200

-100

0

100

200

300

400

-200 0 200 400 600 800 1000

S (

W m

-2

)

R n ( W m - 2 )

PERÍODO

TERRESTREy = 0,19x - 26,03

R² = 0,47

-200

-100

0

100

200

300

400

-200 0 200 400 600 800 1000

R n ( W m - 2 )

PERÍODO

INUNDADO

100

Figura 4.40 – Perfis médios diários do fluxo de calor no solo no período terrestre e no período

inundado, calculados para intervalos de meia hora para os dias selecionados, no

sítio de várzea baixa.


(superior), e entre G e o saldo de radiação, Rn (inferior), nos períodos terrestre

(esquerda) e inundado (direita), medidos no sítio de várzea baixa, nos dias

selecionados.

-10

-5

0

5

10

15

20

0 2 4 6 8 10 12 14 16 18 20 22 24

Flu

xo

de

Ca

lor n

o S

olo

(W

m

-2)

Hora Local

Período Terrestre

Período Inundado

y = 0,02x - 2,92R² = 0,46

-20

-15

-10

-5

0

5

10

15

20

25

30

-200 0 200 400 600 800 1000

G (

W

m-

2)

R n ( W m - 2 )

PERÍODO

TERRESTRE

y = 3,37x - 87,79R² = 0,91

-20

-15

-10

-5

0

5

10

15

20

25

30

20 23 26 29 32 35

G (

W

m-

2)

T ( o C )

PERÍODO

TERRESTRE

y = 0,11x - 2,40R² = 0,04

-20

-15

-10

-5

0

5

10

15

20

25

30

20 23 26 29 32 35

G (

W

m-

2)

T ( o C )

PERÍODO

INUNDADO

y = -0,00x + 0,55R² = 0,00

-20

-15

-10

-5

0

5

10

15

20

25

30

-200 0 200 400 600 800 1000

R n ( W m - 2 )

PERÍODO

INUNDADO

101

Diante disto, verificou-se que há uma correlação muito maior entre G e a temperatura

do ar, no período terrestre, com coeficientes de determinação em torno de 0,91. Enquanto que

no período inundado, notou-se que existe uma fraca dependência entre os valores do fluxo de

calor no solo e os de temperatura, e nenhuma entre G e Rn, uma vez que a presença de água

interferiu na chegada de energia na superfície do solo, como mencionado anteriormente.



balanço em superfície, ou melhor, Rn, H, LE, S e G, para cada período, no sítio de várzea

baixa. Ademais, é apresentado no Apêndice C (período terrestre) e no Apêncide D (período

inundado) os perfis diários destes fluxos para cada um dos quatorze dias selecionados.

Uma vez que se descreveram e discutiram as características observadas para todas

estas grandezas nas Seções 4.5.2, 4.5.3, 4.5.4 e 4.5.5, esta Seção concentrar-se-á na análise da

partição e do balanço de energia para os períodos considerados no sítio de várzea baixa.


radiativos (H, LE, S e G) e do saldo de radiação, Rn, apresentam-se na Tabela 4.10, para os

períodos terrestre e inundado, com o intuito de se quantificar a partição de Rn nos outros

componentes do BES.


radiativos (LE, H, S e G) e do saldo de radiação, Rn, em cada período.

Razão Período terrestre Período inundado

LE / Rn 83,1 50,1

H / Rn 14,7 46,2

S / Rn 1,7 3,4

G / Rn 0,5 0,3

De acordo com o esperado e apresentado na Seção 2, a floresta utilizou a maior

parcela do saldo de radiação diário para o processo de evapotranspiração, de forma que a

razão LE / Rn ficou em torno de 83,1 % no período terrestre e 50,1 % no período inundado.

102

Cerca de 14,7 % e 46,2 % da energia total de Rn, no período terrestre e no inundado,

respectivamente, foi empregada no aquecimento da atmosfera acima do dossel da floresta por

meio de turbulência térmica. No período terrestre, 1,7 % de Rn foi armazenado pela floresta e

no período inundado, esta quantia dobrou (3,4 %). A presença de coluna de água fez com que

a energia empregada para o fluxo de calor no solo diminuísse de 0,5 % (período terrestre) para

0,3 % (período inundado) do saldo de radiação.

Analisando a partição ao longo do dia (Figura 4.42), percebe-se que por volta das 8

HL, no período terrestre, houve a máxima contribuição do fluxo de calor das camadas

inferiores para a superfície do solo (18,2 % de Rn), e ao mesmo tempo quase toda a

totalidade de Rn foi direcionada para o armazenamento de energia pela floresta (94,8 %).

Enquanto que neste mesmo horário, no período inundado, houve um padrão inverso, uma

significativa liberação da energia armazenada (44,2 % de Rn), acompanhada por uma

contribuição positiva de G (0,2 %), com a energia sendo transportada para as camadas

inferiores do solo.

No final da tarde (17 HL) do período terrestre, as razões G/Rn e S/Rn possuíram

comportamentos opostos e com menor intensidade ao do início da manhã neste período, com

percentual de 8,2 % e – 1,9 % de Rn, respectivamente. Já no final da tarde do período

inundado, G/Rn e S/Rn alcançaram seus máximos (0,6 e 36,0 %, respectivamente).

No período terrestre, a energia empregada no aquecimento do ar acima do dossel e nos

processos de evapotranspiração foi mínima (6,7 e 16,7 % de Rn, respectivamente) no mesmo

horário em que a maior parte de Rn foi utilizada para o armazenamento de energia na floresta

(8 HL). Enquanto que no período inundado, neste mesmo horário, quando ocorreu

significativa liberação da energia armazenada, foi observada a máxima contribuição de H

(70,1 %) e uma considerável contribuição de LE (73,9 %).

Estes resultados mostram que, apesar dos baixos valores de G/Rn e S/Rn, quando

integrados ao longo do dia, estas frações apresentaram contribuições relativamente

significativas em alguns horários, principalmente o armazenamento de energia, o que é

condizente com o ocorrido no sítio de terra firme e em outros estudos na Floresta Amazônica

(Moore e Fisch, 1986; Michiles, 2008 e 2009; e Oliveira, 2010).

103

Figura 4.42 – Perfis médios diários dos componentes do balanço de energia em conjunto, no

período terrestre (esquerda) e no período inundado (direita), calculados para

intervalos de meia hora, no sítio de várzea baixa.

4.6 Comparações entre os Fluxos de Energia em Floresta de Terra Firme e em Floresta

de Várzea Baixa

Após todos os resultados, relacionados aos fluxos de energia que compõem o balanço

em superfície e suas variabilidades sazonais serem apresentados nas Seções anteriores, para

cada uma das duas áreas de estudo, nesta Seção serão apresentadas análises comparativas

entre os sítios, com o intuito de examinar a variabilidade espacial daquelas grandezas. Vale

lembrar que, pelos motivos especificados na Seção 4.1, os dias que foram utilizados para as

comparações entre os sítios referem-se apenas aos respectivos períodos representativos com

maior precipitação, ou seja, os dias da estação úmida, no sítio de terra firme (Tabela 4.1), e os

dias do período terrestre, no sítio de várzea baixa (Tabela 4.3).


O saldo de radiação, em média, apresentou magnitudes muito próximas entre os dias

representativos de cada sítio, com valores de Rn acumulado diário variando entre 13,3 MJ m2

dia1

em terra firme e 14,5 MJ m2

dia1

na várzea baixa. A justificativa para esta pequena

diferença pode estar relacionada às características da superfície, uma vez que, segundo Ayres

-200

-100

0

100

200

300

400

500

600

700

800

900

0 2 4 6 8 10 12 14 16 18 20 22 24

Flu

xo

s d

e E

ne

rg

ia

(W

m

-2

)

Hora Local

PERÍODO

TERRESTRE Rn

LE

H

S

G

-200

-100

0

100

200

300

400

500

600

700

800

900

0 2 4 6 8 10 12 14 16 18 20 22 24

Flu

xo

s d

e E

ne

rg

ia

(W

m

-2

)

Hora Local

PERÍODO

INUNDADO Rn

LE

H

S

G

104

(1995), embora as áreas de floresta de várzea baixa no estágio de clímax sejam caracterizadas

por vegetação densa, as mesmas apresentam biomassa inferior à dos habitats não-inundáveis

similares de terra firme (Seção 3.1.2), o que leva, provavelmente, a maiores (menores)

valores de albedo no sítio de terra firme (várzea baixa) e menores (maiores) magnitudes de

saldo de radiação neste sítio.

Figura 4.43 – Perfis médios diários do saldo de radiação nos sítios de várzea baixa e de terra

firme, calculados para intervalos de meia hora, para os dias selecionados.

Ao longo do ciclo médio diário (Figura 4.43) o saldo de radiação variou entre 27,8 W

m2

, às 20 HL, e 739,0 W m2

, às 13:30 HL, na floresta de várzea baixa. Já na floresta de terra

firme, verificou-se uma amplitude um pouco menor no saldo de radiação, com variações que

foram em média de 47,5 W m2

(18:30) a 658,3 W m2

(13 HL).


De acordo com os resultados (Figura 4.44), H e LE apresentaram variação concordante

com o Rn diário e, por conta da relativa maior quantidade desta variável no sítio de várzea

baixa, foi observado 31,3 % de aumento no fluxo de calor sensível, além de um pequeno

incremento de 4,3 % de calor latente nesta floresta.

Portanto, é notável como as diferenças são muito pequenas de um sítio para o outro,

onde os totais diários de LE mostraram valores da ordem de 12,0 MJ m2

dia1

no sítio de

várzea baixa e de 11,5 MJ m2

dia1

no sítio de terra firme, representando cerca de 85 e 88 %

-100

0

100

200

300

400

500

600

700

800

900

0 2 4 6 8 10 12 14 16 18 20 22 24

Sa

ldo

de

Ra

dia

çã

o (

W m

-2)

Hora Local

Terra Firme

Várzea Baixa

105

da energia disponível nestes sítios, respectivamente. Enquanto H, acumulado diário, variou

entre 1,6 MJ m2

dia1

(terra firme) e 2,1 MJ m

2 dia

1 (várzea baixa), correspondendo a 15 %

da energia disponível na floresta de várzea baixa e 12,4 % na de terra firme.

Ao longo do dia, na floresta de várzea baixa (Figura 4.44), H variou em média entre

2,2 W m2

e 111,8 W m2

, e LE oscilou entre 6,8 W m2

e 577,5 W m2

, ambos com

mínimos e máximos às 7:30 e 13:30, respectivamente. Porém, ocorreu um adiantamento

desses picos na floresta de terra firma, de forma que em média H variou entre 16,8 W m2

(6

HL) e 100,8 W m2

(11 HL), e LE oscilou entre 16,0 W m2

(6:30 HL) e 547,9 W m2

(13

HL). Provavelmente isso tenha ocorrido devido a uma taxa média de elevação de temperatura

com o tempo no período da manhã relativamente maior no sítio de terra firme (0,7 ºC h1

) do

que no de várzea baixa (0,6 ºC h1

).

Figura 4.44 – Perfis médios diários dos fluxos de calor sensível e calor latente nos sítios de

terra firme e de várzea baixa, calculados para intervalos de meia hora para os

dias selecionados.

A partir das regressões lineares realizadas entre os fluxos de calor sensível e calor

latente e o saldo de radiação, para os sítios de terra firme e de várzea baixa (Figura 4.45),

concluiu-se haver uma menor dependência entre os valores de H e Rn (R2 = 0,68 em terra

firme e 0,50 em várzea baixa) e maior correlação entre LE e Rn (R2 = 0,94 em terra firme e

0,97 em várzea baixa).


HL em cada sítio. A razão de Bowen média, nestes horários, foi a mesma em ambos os sítios

-100

0

100

200

300

400

500

600

0 2 4 6 8 10 12 14 16 18 20 22 24

Flu

xo

s d

e E

ne

rg

ia

(W

m

-2

)

Hora Local

LE (terra firme)

LE (várzea baixa)

H (terra firme)

H (várzea baixa)

106

(0,2), acontecendo, porém, por volta de 8 HL, um pico de 0,8 (terra firme) e 0,4 (várzea

baixa). Estes resultados mostram que em todos os horários e em ambos os sítios houve mais

gasto de energia disponível (Rn S G) com os processos de evapotranspiração pela floresta

do que com o aquecimento do ar acima do dossel, durante o período analisado.

Verificou-se também que, independentemente do sítio, o perfil da razão de Bowen

apresentou os máximos no período da manhã, geralmente às 8 HL, e os mínimos durante a

tarde, com os valores mais baixos tendo sido alcançados no sítio de terra firme.


sensível (H, inferior) e o saldo de radiação (Rn), nos sítios de terra firme (à

esquerda) e de várzea baixa (à direita), calculados para intervalos de meia

hora, para os dias selecionados.

y = 0,74x + 18,80R² = 0,94

-100

0

100

200

300

400

500

600

700

800

900

-200 0 200 400 600 800 1000

LE

(W

m

-2

)

R n ( W m - 2 )

TERRA FIRME

y = 0,12x + 0,80R² = 0,68

-100

0

100

200

300

400

500

600

700

800

900

-200 0 200 400 600 800 1000

H (

W

m-

2)

R n ( W m - 2 )

TERRA FIRME

y = 0,76x + 11,11R² = 0,97

-100

0

100

200

300

400

500

600

700

800

900

-200 0 200 400 600 800 1000

LE

(W

m

-2

)

R n ( W m - 2 )

VÁRZEA BAIXA

y = 0,12x + 3,98R² = 0,50

-100

0

100

200

300

400

500

600

700

800

900

-200 0 200 400 600 800 1000

R n ( W m - 2 )

VÁRZEA BAIXA

107


para intervalos de meia hora, para os dias selecionados, nos sítios de terra firme

e de várzea baixa.


Na Figura 4.47 são apresentados os componentes da taxa de armazenamento de

energia, S: no ar (Sar), nos troncos (Str) e nos outros componentes da biomassa (Scb), em cada

sítio estudado.

Figura 4.47 – Perfis médios diários das taxas de armazenamento de energia nos sítios de

terra firme (esquerda) e de várzea baixa (direita), calculados para intervalos

de meia hora para os dias selecionados.

0,0

0,1

0,2

0,3

0,4

0,5

0,6

0,7

0,8

8 9 10 11 12 13 14 15 16

H / L

E

Hora Local

Terra Firme

Várzea Baixa

-100

-75

-50

-25

0

25

50

75

100

125

150

175

0 2 4 6 8 10 12 14 16 18 20 22 24

Tax

a d

e A

rmaz

enam

ento

de

En

erg

ia (

W m

-2)

Hora Local

TERRA

FIRME S

S ar

S cb

S tr

-100

-75

-50

-25

0

25

50

75

100

125

150

175

0 2 4 6 8 10 12 14 16 18 20 22 24

Tax

a d

e A

rmaz

enam

ento

de

Ener

gia

(W

m-2

)

Hora Local

VÁRZEA

BAIXA S

S ar

S cb

S tr

108

Durante o dia, no sítio de terra firme (Figura 4.47, esquerda), S variou, em média,

entre 90,5 W m2

(18 HL) e 133,3 W m2

(9 HL). Porém, no sítio de várzea baixa (Figura

4.47, direita), houve um decréscimo de aproximadamente metade da amplitude de S ao longo

do dia, com picos atrasados em torno de uma hora, em comparação à terra firme, com valores

oscilando entre 46,6 W m2

(19 HL) e 64,5 W m2

(10:30 HL). Desta forma, foi observado

que a energia armazenada ao final do dia foi apenas 11,7 % maior no sítio de terra firme (0,28

MJ m2

dia1

), em comparação com o de várzea baixa (0,25 MJ m2

dia1

), motivada pelos

ganhos e perdas noturnas com intensidades diferentes em cada sítio.

Na floresta de terra firme (Figura 4.47, à esquerda), as diferenças de fase, de cerca de

duas horas, entre os componentes de S, (picos entre 8:30 e 12:30 HL), não foi verificada na

floresta de várzea baixa, onde todos, Sar, Str e Scb, alcançaram seus máximos às 9 HL.

Importante é ressaltar que esse comportamento significativamente distinto de S

(principalmente em Sar) entre os sítios é justificado pela utilização de diferentes metodologias

em cada sítio (ver Seção 3.6), segundo as quais as diferenças nas alturas das torres entre os

sítios levaram a ser considerada uma camada de ar maior em terra firme (51 m) do que em

várzea baixa (20 m), além de terem sido utilizadas equações simplificadas (Str e Scb) no sítio

de terra firme, por conta de medidas limitadas neste sítio (Seção 3.6.2).

Consequentemente, a maior parte do armazenamento de energia (Tabela 4.11) foi

destinada aos troncos (54,7 %) no sítio de várzea baixa e ao ar em terra firme (57,8 %), e o

restante foi dividido entre Str e Scb (42,2 %), em terra firme, e entre Sar e Scb (45,3 %), na

várzea baixa.


armazenamento de energia no ar (Sar), nos troncos (Str) e nos outros

componentes da biomassa (Scb) e S em cada sítio.

Razão Sítio de Terra Firme Sítio de Várzea Baixa

Sar / S 57,8 16,2

Str / S 12,1 54,7

Scb / S 30,1 29,1

109

As regressões lineares entre a taxa de armazenamento de energia e o saldo de radiação,

para os sítios de terra firme e de várzea baixa (Figura 4.48), e os resultados demonstraram

haver um maior espalhamento de pontos no sítio de terra firme, indicando que existiu uma

menor dependência entre os valores da taxa de armazenamento de energia e o saldo de

radiação para este sítio (R2 = 0,32). Portanto, a melhor correlação entre essas variáveis

ocorreu no sítio de várzea baixa (R2 = 0,51).


radiação (Rn), nos sítios de terra firme (esquerda) e de várzea baixa (direita),

calculados para intervalos de meia hora, para os dias selecionados.


O perfil médio diário do fluxo de calor no solo (G) medido para cada sítio é

apresentado na Figura 4.49. A variação deste fluxo é bem marcante entre um sítio e outro, em

razão das características fenológicas da vegetação dos locais serem distintas, causando

diferentes quantidade de radiação solar que atinge a superfície do solo em cada área, além de

temperaturas do ar diferentes.

Além da visível maior amplitude de G na floresta de várzea baixa (28,2 W m2

) e

menor na de terra firme (12,4 W m2

), foi verificado também um atraso nos horários de

mínimos e máximos na terra firme. Desta forma, os mínimos na terra firme (4,9 W m2

)

y = 0,13x - 17,58R² = 0,32

-200

-100

0

100

200

300

400

-200 0 200 400 600 800 1000

S (

W m

-2

)

R n ( W m - 2 )

TERRA FIRME y = 0,09x - 12,18R² = 0,51

-200

-100

0

100

200

300

400

-200 0 200 400 600 800 1000

R n ( W m - 2 )

VÁRZEA BAIXA

110

ocorrem com meia hora de atraso (6:30 HL) do que os mínimos na várzea baixa (9,2 W

m2

), que acontecem geralmente às 07 HL. Enquanto os máximos (7,5 W m2

) são alcançados

às 14 HL na terra firme, meia hora antes (14:30 HL) de ocorrer na várzea baixa (19,0 W m2

).

Figura 4.49 – Perfis médios diários do fluxo de calor no solo, calculados para intervalos de

meia hora, para os dias selecionados, nos sítios de terra firme e de várzea

baixa.

Foi observado que a liberação de energia a partir das camadas inferiores para a

superfície (G negativo) no sítio de terra firme, ao final do dia, foi maior que a entrada (G

positivo), levando a um saldo negativo de G (5,1 W m2

) e uma tendência ao resfriamento do

solo neste sítio, enquanto que em várzea baixa o saldo foi positivo (40,8 W m2

).

Possivelmente, este comportamento possa ser explicado tanto pela menor quantidade de

radiação que atingiu o solo (floresta mais densa) quanto por menores temperaturas que

ocorreram no sítio de terra firme, em comparação com a várzea baixa (ver Seções 4.2.3 e

4.3.3).

No sentido de se identificar qual das variáveis meteorológicas citadas acima (Rin ou T)

exerceu maior influência no fluxo de calor no solo, as regressões lineares entre os valores de

G e Rn e entre G e T nos dois sítios são apresentadas na Figura 4.50. Desta forma, verificou-

se que há uma correlação muito maior entre G e a temperatura do ar, tanto na várzea baixa (R2

= 0,91) quanto na terra firme (R2 = 0,82).

-10

-6

-2

2

6

10

14

18

0 2 4 6 8 10 12 14 16 18 20 22 24

Flu

xo

de

Ca

lor n

o S

olo

(W

m

-2)

Hora Local

Terra Firme

Várzea Baixa

111


(superior), e entre G e o saldo de radiação, Rn (inferior), medidos nos sítios de

terra firme (esquerda) e várzea baixa (direita), nos dias selecionados.



balanço em superfície, ou seja, Rn, H, LE, S e G, para cada sítio. Ademais, é apresentado no

Apêndice B (terra firme) e no Apêncide C (várzea baixa) os perfis diários destes fluxos para

cada um dos quatorze dias selecionados nos dois sítios.


radiativos (H, LE, S e G) e do saldo de radiação, Rn, apresentam-se na Tabela 4.12, para os

sítios de terra firme e de várzea baixa, com o intuito de se quantificar a partição de Rn nos

outros componentes do BES.

y = 1,59x - 41,67R² = 0,82

-20

-15

-10

-5

0

5

10

15

20

25

30

20 23 26 29 32 35

G (

W

m-

2)

T ( o C )

TERRA FIRME

y = 0,01x - 2,03R² = 0,58

-20

-15

-10

-5

0

5

10

15

20

25

30

-200 0 200 400 600 800 1000

G (

W

m-

2)

R n ( W m - 2 )

TERRA FIRME

y = 3,37x - 87,79R² = 0,91

-20

-15

-10

-5

0

5

10

15

20

25

30

20 23 26 29 32 35

T ( o C )

VÁRZEA BAIXA

y = 0,02x - 2,92R² = 0,46

-20

-15

-10

-5

0

5

10

15

20

25

30

-200 0 200 400 600 800 1000

R n ( W m - 2 )

VÁRZEA BAIXA

112


radiativos (H, LE, S e G) e do saldo de radiação, Rn, em cada sítio.

Razão Sítio de Terra Firme Sítio de Várzea Baixa

LE / Rn 85,9 83,1

H / Rn 12,1 14,7

S / Rn 2,1 1,7

G / Rn 0,1 0,5

Figura 4.51 – Perfis médios diários dos componentes do balanço de energia em conjunto, nos

sítios de terra firme (esquerda) e de várzea baixa (direita), calculados para

intervalos de meia hora.

Percebeu-se que as contribuições de LE e H apresentaram valores semelhantes entre os

sítios e, de acordo com o esperado e apresentado na Seção 2, em ambos os sítios a floresta

utilizou a maior parte do saldo de radiação diário para o processo de evapotranspiração, de

forma que a razão LE / Rn ficou em torno de 85,9 % no sítio de terra firme e 83,1 % no sítio

de várzea baixa. A relação H / Rn possuiu um acréscimo de apenas 2,6 % no sítio de várzea

baixa. Em ambas as florestas apenas 2 % da energia total de Rn, aproximadamente, foi

empregada para o armazenamento de energia e fluxo de calor no solo.

Analisando a partição ao longo do dia (Figura 4.51), foi observado que no início da

manhã (8 HL) ocorreu uma contribuição bastante significativa de S (93,2 % em média) e ao

final da tarde (17 HL) G chegou a representar 8,2 % e 3,1 % de Rn, nos sítios de terra firme e

de várzea baixa, respectivamente. As máximas contribuições de LE e H ocorreram também no

final da tarde.

-200

-100

0

100

200

300

400

500

600

700

800

900

0 2 4 6 8 10 12 14 16 18 20 22 24

Flu

xo

s d

e E

ne

rg

ia

(W

m

-2

)

Hora Local

TERRA

FIRME Rn

LE

H

S

G

-200

-100

0

100

200

300

400

500

600

700

800

900

0 2 4 6 8 10 12 14 16 18 20 22 24

Flu

xo

s d

e E

ne

rg

ia

(W

m

-2

)

Hora Local

VÁRZEA

BAIXA Rn

LE

H

S

G

113

5. CONCLUSÕES

Considerando a importância do papel que os mecanismos de troca de energia que

acontecem acima das regiões equatoriais florestadas possuem para o aquecimento da

atmosfera tropical e sua potencialidade para provocar efeitos nos balanços globais de energia

e, diante da ausência de estudos relacionados ao BES em regiões de florestas inundáveis ou

em regiões de várzea baixa, ou ainda correlações entre estas e regiões de terra firme na

Amazônia, os objetivos do presente trabalho foram determinar e caracterizar os fluxos de

energia e os principais elementos climáticos e ambientais em dois sítios localizados na

Amazônia central, um de terra firme, na Reserva Biológica do Cuieiras – ZF2, e outro de

floresta de várzea baixa na Reserva de Desenvolvimento Sustentável Mamirauá (RDSM). Os

dados utilizados para a geração dos resultados referem-se ao período entre 2009 a 2010.

Verificou-se que, no sítio de terra firme, a precipitação acumulada média mensal dos

meses referentes aos dias representativos da estação úmida foi 46,2 % maior (231,7 mm), que

na estação seca (124,8 mm). Na várzea baixa, porém, essa variação sazonal foi bem menor,

apenas 16 % do período terrestre (144,4 mm) para o período inundado (167,9 mm).

Comparando-se os períodos mais chuvosos de cada sítio entre si, percebeu-se que a diferença

também não foi muito significativa (38 %), entre o período terrestre (terra firme) e a estação

úmida (várzea baixa).

Na RDSM, a flutuação anual do nível da água durante o período estudado

acompanhou, aproximadamente, o ciclo da precipitação, com pico de baixa entre setembro e

novembro de 2010 e alta em junho de 2010. Foi estimado que o sítio Mujuí esteve cerca de

105 dias alagado durante o ano de 2010, onde houve presença da camada de água entre abril e

julho deste ano, chegando a alcançar 3,1 m de altura.

Considerando todo o período analisado no monitoramento ambiental, a radiação solar

incidente foi influenciada pela nebulosidade na floresta de terra firme, com maior quantidade

de Rin acumulada diária na estação seca (18,1 MJ m2

dia1

) e menor na úmida (14,9 MJ m2

dia1

). Devido à fraca variação sazonal da precipitação na floresta de várzea baixa, constatou-

se diferença de apenas 3,4 % entre o período terrestre (12,2 MJ m2

dia1

) e o período

inundado (11,8 MJ m2

dia1

) de Rin acumulada diária. Percebeu-se que, para o mesmo

114

período com maiores precipitações, ocorreu 2,7 MJ m2

dia1

de Rin acumulada diária a mais

na terra firme, em comparação à várzea baixa.

Em média, na floresta de terra firme, os valores de temperatura do ar durante os meses

da estação seca superaram em 1,1 ºC os valores da estação úmida, resultando em temperatura

média anual de 25,0 ºC e, como esperado, a UR foi maior na estação úmida (90,9 %) do que

na seca (77,2 %). Essa variação sazonal foi menor na floresta de várzea baixa, onde as

temperaturas do ar, com cerca de 0,6 ºC de diferença entre os períodos, foi em média 25,9 ºC

e a umidade relativa do ar apresentou valores por volta de 94 % em ambos os períodos.

No sítio de terra firme, as variações de temperatura do ar na vertical no interior da

floresta (entre 5,2 e 28,0 m) foram sempre maiores durante o período diurno (7 às 17 HL),

tanto na estação seca (1,9 ºC) quanto na úmida (1,5 ºC). Já na camada acima do dossel deste

sítio (entre 28 e 51,1 m) verificaram-se maiores gradientes verticais à noite (1,0 ºC) do que de

dia, quando a diferença de temperatura entre os níveis foi de 0,8 ºC na estação seca e apenas

0,3 ºC na úmida. Já na floresta de várzea baixa, numa camada de ar menor, entre 5,2 e 12,5 m,

foi observado que a variação vertical da temperatura foi relativamente pequena, em média, 0,2

ºC no período noturno e 0,4 ºC no diurno. Porém, comparando os períodos dos sítios com

maior precipitação, verificou-se que nas camadas onde foi realizado o balanço de energia,

durante o período diurno, a maior variação vertical de temperatura ocorreu no sítio de várzea

baixa em comparação ao de terra firme. O perfil vertical de UR seguiu o padrão inverso ao da

temperatura.

Ao serem analisadas as temperaturas de tronco no sítio de várzea baixa, verificou-se

que as mesmas acompanharam a temperatura do ar, exceto nos dias em que a coluna de água

alcançou a altura de 1 m, quando a amplitude térmica foi próxima de zero neste nível. Em

geral, ao longo do dia, esta variável apresentou diferenças de fase de até duas horas entre os

níveis e de até quatro horas e meia entre as profundidades consideradas.

Assim como para Rin, na terra firme, o saldo de radiação acompanhou a sazonalidade

da nebulosidade, com maiores valores de Rn acumulado diário na estação seca (15,4 MJ m2

dia1

) e menores na úmida (13,3 MJ m2

dia1

). Enquanto que a menor sazonalidade da

precipitação levou a diferenças desprezíveis entre os dias escolhidos para representarem os

períodos terrestre e inundado (média de 14,5 MJ m2

dia1

), na várzea baixa. Portanto,

possivelmente motivado por menor quantidade de biomassa, e, consequentemente, menor

115

índice de área foliar, foi observado que na floresta de várzea baixa ocorreram relativas

maiores quantias de Rn, comparando-a à floresta de terra firme na estação úmida.

Os fluxos de calor latente e sensível seguiram, aproximadamente, o comportamento do

perfil diário do saldo de radiação. Porém, percebeu-se que na terra firme houve um pequeno

decréscimo de 4,5 % no fluxo de calor latente e um considerável incremento de 136 % no

fluxo de calor sensível na estação seca, em comparação à úmida, possivelmente justificados,

respectivamente, pelo considerável déficit hídrico da seca histórica de 2010 e maiores valores

de Rin neste período no sítio, os quais provocaram maiores gradientes verticais de

temperatura, fazendo com que menos energia ficasse disponível para os processos de

evapotranspiração. Por outro lado, na várzea baixa, constatou-se que no período inundado, H

foi aproximadamente três vezes maior e houve um considerável decréscimo de 40 % de LE

neste período. Neste caso, diferentemente da terra firme, não se pôde justificar o aumento de

H a maiores valores de Rin, todavia, a diferença sazonal deste último foi tão pequena (0,2 MJ

m2

dia1

) a ponto de não ser, talvez, o fator determinante deste comportamento, estando

possivelmente relacionado à presença da coluna de água, que provocou maiores gradientes

verticais de temperatura no período, e que também, provavelmente, tenha motivado a

diminuição de LE, uma vez que parte da energia utilizada anteriormente para a

evapotranspiração passou a ser armazenada na coluna de água. Ademais, ao se confrontar

estes termos (LE e H) na estação úmida da terra firme com o período terrestre da várzea baixa,

verificou-se que as diferenças são muito pequenas de um sítio para o outro (0,5 MJ m2

dia1

).

A taxa de armazenamento de energia foi avaliada em cada sítio e foi verificado que, na

floresta de terra firme, a maior parte da mesma foi liberada durante a noite, produzindo um

saldo positivo de S e indicando maior absorção pela floresta, com valores de saldo entre 0,3 e

0,4 MJ m2

dia1

, na estação úmida e seca, respectivamente. Entretanto, na várzea baixa, foi

observado que a energia armazenada durante os horários diurnos no período inundado foi em

média 42 % maior que no período terrestre, período no qual 81 % do total armazenado foi

perdido durante a noite, enquanto no período inundado houve uma perda noturna menor, 74

%, o que levou a um estoque energético 93 % maior, ao final do dia, no período com a

presença da coluna de água (0,3 MJ m2

dia1

). Por conseguinte, verificou-se que no período

inundado, como esperado, devido à grande capacidade térmica da água, quase 70 % da

energia armazenada na floresta ficou na coluna de água, a qual agiu como um importante

sumidouro de energia durante o período diurno e como fonte energética à noite. Levando-se

116

em consideração apenas a estação seca (terra firme) e o período terrestre (várzea baixa), foram

observadas significativas diferenças no particionamento de S entre os sítios de estudo, porém,

a principal esteve relacionada ao armazenamento no ar, o qual possuiu valores acumulados

diários cerca de quatro vezes maior na terra firme. Possivelmente, este comportamento pode

ser justificado pela utilização de diferentes metodologias em cada sítio, que envolve a

diferença de alturas entre as torres de medidas e utilização de equações simplificadas (para os

termos Str e Scb) no sítio de terra firme.

Na floresta de terra firme, foi observado que G possuiu um saldo positivo na estação

seca e um negativo na úmida, na qual a liberação de energia das camadas inferiores para a

superfície foi maior que a entrada, tendendo ao resfriamento do solo. Isso possivelmente se

deu por conta da menor quantidade de radiação que atinge o solo e menores temperaturas que

ocorrem na estação úmida, em comparação com a seca. Na várzea baixa a variação sazonal

deste fluxo é bem marcante, dada a presença de coluna de água no período inundado, na qual

o fluxo de calor no solo é praticamente constante ao longo do dia, uma vez que esta camada

impossibilita a radiação solar atingir a superfície do solo. A variação deste fluxo é bem

marcante entre um sítio e outro, em razão das características fenológicas da vegetação dos

locais serem distintas.

De acordo com o esperado, ambas as florestas utilizaram a maior parte do saldo de

radiação diário para o processo de evapotranspiração, de forma que a razão LE / Rn, no sítio

de terra firme, variou entre 71,0 % (estação seca) a 85,9 % (estação úmida) , e no sítio de

várzea baixa alcançou valores entre 50,1 % (período inundado) a 83,1 % (período terrestre).

Uma parcela menor foi empregada para o aquecimento da atmosfera acima do dossel da

floresta por meio de turbulência térmica, a qual correspondeu a valores entre 12,1 % (estação

úmida) a 26,1 % (estação seca), na terra firme, e entre 14,7 % (período terrestre) a 46,2 %

(período inundado), na várzea baixa. Em média, nas florestas, cerca de 3 % da energia total de

Rn foi empregada para o armazenamento de energia e fluxo de calor no solo. Os resultados

mostraram que, a despeito dos baixos valores de S/Rn, quando considerados todos os horários

do dia, esta fração apresentou contribuições significativas em alguns horários.

Para análises de floresta inundável em modelos de solo(água)-vegetação-atmosfera,

dada a proximidade dos termos do balanço de energia encontrados entre os sítios, sugere-se a

viabilidade da utilização dos mesmos parâmetros geralmente conhecidos de terra firme, ao se

considerar períodos sem a presença de coluna de água, e durante períodos inundados propõe-

se apenas a inclusão da camada de água.

117

Com o intuito de aprimorar os resultados apresentados e discutidos no presente

trabalho, sugere-se, para pesquisas futuras, que sejam feitas as mesmas análises utilizando o

método de covariância dos vórtices turbulentos (MCVT), com sensores de alta resolução para

obtenção de medidas precisas, devido ao grau de mistura turbulenta gerada pela grande

rugosidade das florestas. Além disso, também se sugere a inclusão do termo de fluxo de

dióxido de carbono (juntamente com o armazenamento bioquímico), B, na equação do

balanço de energia, a fim de quantificar sua importância no fechamento do BES.

118

6. REFERÊNCIAS BIBLIOGRÁFICAS

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Meyers, T.; Moncrieff, J.; Monson, R.; Oechel, W.; Tenhunen, J.; Valentini, R.; Verma, S.

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Wittmann, F.; Junk, W.J; Piedade, M.T.F. fev. 2004. The várzea baixa forests in Amazonia:

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127

APÊNCIDE A – Perfis diários dos componentes do balanço de energia em conjunto, em cada

dia selecionado da estação seca, calculados para intervalos de meia hora, no


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Hora Local

DJ 189Rn

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Hora Local

DJ 248Rn

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Hora Local

DJ 258Rn

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Hora Local

DJ 268Rn

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Hora Local

DJ 270Rn

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Flu

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Hora Local

DJ 277Rn

LE

H

S

G

128

APÊNCIDE B – Perfis diários dos componentes do balanço de energia em conjunto, em cada

dia selecionado da estação úmida, calculados para intervalos de meia hora,

no sítio de terra firme.

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DJ 356Rn

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DJ 357Rn

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Hora Local

DJ 364Rn

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Hora Local

DJ 003Rn

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Hora Local

DJ 022Rn

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Hora Local

DJ 075Rn

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(W

m

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)

Hora Local

DJ 081Rn

LE

H

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G

129

APÊNCIDE C – Perfis diários dos componentes do balanço de energia em conjunto, em cada

dia selecionado do período terrestre, calculados para intervalos de meia

hora, no sítio de várzea baixa.

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Hora Local

DJ 042Rn

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Hora Local

DJ 346Rn

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Hora Local

DJ 365Rn

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Hora Local

DJ 009Rn

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Hora Local

DJ 012Rn

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Hora Local

DJ 032Rn

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Hora Local

DJ 052Rn

LE

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S

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APÊNCIDE D – Perfis diários dos componentes do balanço de energia em conjunto, em cada

dia selecionado do período inundado, calculados para intervalos de meia

hora, no sítio de várzea baixa.

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Hora Local

DJ 129Rn

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Hora Local

DJ 133Rn

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Hora Local

DJ 143Rn

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Hora Local

DJ 151Rn

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Hora Local

DJ 165Rn

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Hora Local

DJ 183Rn

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)

Hora Local

DJ 188Rn

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Documents

INSTITUTO NACIONAL DE PESQUISAS DA AMAZÔNIA INPA … · 2015-05-29 · Reserve - ZF2, and other of low floodplain forest ( várzea baixa) in the Mamirauá s Sustainable Development