DistribuiçÃo sazonal e global da umidade do solo para inicializaçÃo em modelos numéricos de previsão de tempo e clima



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DISTRIBUIÇÃO SAZONAL E GLOBAL DA UMIDADE DO SOLO PARA INICIALIZAÇÃO EM MODELOS NUMÉRICOS DE PREVISÃO DE TEMPO E CLIMA

Francis Wagner Silva CORREIA*1; Regina Célia dos Santos ALVALÁ2; Antônio Ocimar MANZI3



ABSTRACT
Global and seasonal monthly patterns of available soil moisture content were derived from observed precipitation and air surface temperature using a simple water budget model. Soil texture properties were used to calculate the soil moisture storage capacity. The evapotranspiration was calculated using the Penman-Monteith expression; surface parameters of the Simplified Simple Biosphere Model were used to calculate the surface and aerodynamic resistances of 13 different vegetation types. On a large scale, the model reproduced the differences between wet and dry regions as shown by other studies. Within Brazil, regions in the North and South of the country did not show significant reductions in soil moisture content through the year. This was due to the high rainfall caused by convective systems in the North of the country and cold fronts in the South, which maintained high levels of soil moisture storage.
RESUMO
A distribuição sazonal e global da umidade do solo derivada a partir de um modelo simples de balanço de água no solo é apresentada. Valores medidos de precipitação e de temperatura são utilizados no cálculo do balanço hidrológico. Informações de textura de solo, em escala global, são utilizadas para calcular a capacidade de água disponível que controla a variação do armazenamento de água no solo. A formulação de Penman-Monteith é usada neste estudo para a estimativa da evapotranspiração de referência, com as resistências de superfície e aerodinâmica calculadas através dos parâmetros do esquema de superfície “Simplified Simple Biosphere Model” para 13 diferentes tipos de vegetação. Em grande escala, o modelo reproduz o contraste entre regiões úmidas e secas, similarmente como descrito na climatologia apresentada em outros trabalhos. No território brasileiro, as regiões Norte e Sul do Brasil não apresentam diminuição significativa na umidade no decorrer do ano devido aos altos índices pluviométricos causados, tanto pelos sistemas convectivos na região Norte, quanto pelos freqüentes sistemas frontais que alcançam a região Sul do país, o que resulta num maior percentual de armazenamento de água no solo.
1 – INTRODUÇÃO
O conteúdo de água que está armazenado no solo é cerca de dez vezes o da atmosfera, e funciona como fonte de umidade responsável pela conexão hidrológica entre os diferentes componentes do sistema climático. Pesquisas da interação superfície-atmosfera sugerem uma forte dependência entre os processos de superfície e o clima (Shukla e Mintz, 1982; Mintz (1984); Sud et al., 1984; Betts et al., 1996; Koster et al., 2000), uma vez que a umidade do solo exerce importante papel sobre o balanço local de umidade e de calor à superfície, através de sua influência sobre a taxa de evaporação na superfície, e sobre o albedo e a condutividade térmica do solo. A sazonalidade do armazenamento de água no solo introduz um "efeito de memória" de longo período, da ordem de algumas semanas (Pielke et al., 1999; Koster e Suarez, 2001), implicando que a inicialização errônea da umidade do solo em um modelo de superfície, acoplado a um modelo atmosférico, pode causar inconsistências na simulação dos fluxos de calor latente e de calor sensível. Com isso, a qualidade da previsão pode ser afetada, particularmente em curto e médio prazo, o que justifica a necessidade de se obter informações mais realista de água no solo, para a inicialização dos modelos meteorológicos. Embora o conteúdo de água no solo exerça papel importante na interação superfície-atmosfera, ele é ainda um dos componentes do ciclo hidrológico menos conhecidos do sistema climático (Dirmeyer, 1995). Várias técnicas ou métodos foram propostos para sua determinação, o qual pode ser feito diretamente ou indiretamente, utilizando-se diferentes instrumentos como, por exemplo, a sonda de nêutrons e o reflectômetro com domínio temporal (TDR) ou de freqüência (FDR) (Gardner, 1986). Por outro lado, existem modelos que relacionam as propriedades físico-hídricas do solo com os componentes de entrada e saída de água no solo, os quais são conhecidos como balanços de água no solo ou simplesmente balanços hídricos (Hillel, 1980; Willmott et al, 1985; Mintz e Serafini, 1992; Mintz e Walker, 1993). Willmott et al (1985) utilizaram o modelo de balanço hídrico de Thornthwaite (1948) para obtenção de uma climatologia de água no solo em escala global. Mintz e Serafini (1992) utilizaram um modelo simples de balanço hídrico para derivar uma climatologia mensal, em escala global, para a evapotranspiração e a distribuição de umidade no solo. Como dados de entrada consideraram valores observados, de longo período, de precipitação e de temperatura do ar próximo à superfície, e a formulação de Thornthwaite (1948) para o cálculo da taxa de perda de água por evapotranspiração. O modelo de circulação geral em operação no Centro de Previsão de Tempo e Estudos Climáticos - CPTEC utiliza como condição inicial a climatologia de água no solo gerada por Willmott et al (1985). O presente estudo tem como objetivo descrever a distribuição sazonal e global de umidade do solo derivada a partir de um modelo simples de balanço de água no solo, utilizando valores observados de precipitação e de temperatura. O desempenho do modelo é avaliado comparando-se os campos de água no solo derivados com a climatologia de Willmott et al. (1985).

2- MODELO DE BALANÇO HÍDRICO
O método mais utilizado para estimar a disponibilidade de água no solo é o balanço hídrico. Ele estabelece que, em um dado volume de solo, a diferença entre a quantidade de água adicionada e a quantidade de água extraída durante um certo período de tempo é igual a variação do conteúdo de água naquele volume no período considerado (Costa, 1994). Desse modo, para o cálculo do balanço hídrico, em escala global, utilizou-se uma expressão escrita como:




(1)

sendo S o armazenamento de água no solo disponível para as plantas (mm), P a precipitação (mm), t o tempo, e Etr a evapotranspiração real da vegetação (mm). O armazenamento de água no solo (S) varia entre um valor mínimo, definido como o ponto de murcha, e um valor máximo, definido pela porosidade (espaço vazio) do solo. Assim sendo, considera-se no balanço hídrico que o armazenamento de água no solo varia entre o ponto de murcha e a capacidade de campo e que o excesso, ou seja, a quantidade de água acima da capacidade de campo do perfil de solo, resulta na drenagem profunda ou no escorrimento superficial.


A diferença entre os conteúdos de água retido no solo entre a capacidade de campo e o ponto de murcha permanente é definido como a capacidade efetiva de armazenamento de água no solo (CAD). Para a obtenção do CAD, bem como as estimativas da capacidade de campo e do ponto de murcha permanente, utilizaram-se informações da textura do solo em escala global. A partir destas considerações, calculou-se a capacidade de água disponível (CAD) utilizando-se a seguinte equação:




(2)

Em que Ucc e Upm são as umidades na capacidade de campo e no ponto de murcha permanente, respectivamente, e zr é a profundidade radicular. A capacidade de água disponível (CAD) para as plantas foi calculada considerando a camada do primeiro metro de solo. A Tabela 1 apresenta os valores típicos de capacidade de campo Ucc, ponto de murcha permanente Upm e a capacidade de água disponível (CAD) em função das classes de textura do solo. Estas são consideradas levando-se em conta o esquema de classificação do “United States Departament of Agriculture” (USDA, 1995), ou seja, baseiam-se nos diferentes tamanhos de partículas de argila, de silte e de areia. Por exemplo, um solo que tem 30% de argila, 10% de silte e 60% de areia é classificado como franco argiloso arenoso (SCL). Existem 12 classes de textura determinadas pelo USDA, conforme apresentado no Triângulo de Textura de Solos (Figura 1).


TABELA 1 - VALORES DOS CONTEÚDOS DE UMIDADE NO SOLO PARA A CAPACIDADE DE CAMPO, PONTO DE MURCHA PERMANENTE E CAPACIDADE DE ÁGUA DISPONÍVEL PARA AS CLASSES DE TEXTURA DO SOLO.


Textura

Ucc (pol/pes)

Upm (pol/pes)

CAD (pol/pes)

S = Areia

1,20

0,35

0,85

LS = Areia – franca

1,25

0,52

0,73

SL = Franco – arenoso

2,00

0,92

1,08

SiL = Franco – siltoso

3,49

1,70

1,79

Si = Silte

3,20

1,40

1,80

L = Franco

2,54

1,25

1,29

SCL = Franco – argiloso – arenoso

2,53

1,48

1,05

SiCL = Franco – argiloso – siltoso

3,20

1,95

1,25

CL = Franco – argiloso

3,68

2,35

1,33

SC = Argila – arenosa

2,91

2,02

0,89

Si = Argila – siltosa

3,72

2,57

1,15

C = Argila

4,00

2,60

1,40

Fonte: (USDA, 1995).

Figura 1 - Representação das classes de textura do solo em termos das frações de areia e argila. Baseado no triângulo de textura do solo do United States Departament of Agriculture (USDA, 1995). S - areia, LS - areia-franca, SL - franco arenoso, Sil - franco siltoso, Si - Silte, L - franco, SCL - franco argiloso arenoso, SiCL - franco argiloso siltoso, CL - franco argiloso, SC - argila arenosa, Si - argila-siltosa, C - argila.

Fonte: (USDA, 1995).
Neste trabalho, a CAD foi calculada através da Equação 4, e considerando informações da textura e tipos de solo em escala global, como será mostrado a seguir. A Figura 2 ilustra a capacidade de água disponível (CAD), em uma resolução de 1,87 graus, para o primeiro metro de solo.

Figura 2 - Capacidade de água disponível (CAD), em mm, no primeiro metro superior de solo, estimada a partir de informações dos tipos e classes de textura do solo em escala global.


Pode-se observar, em algumas regiões, características diferenciadas na CAD. Priestley e Taylor (1972), utilizando um método baseado em dados de evapotranspiração e de precipitação para cálculo da CAD, obtiveram valores variando de 95 a 240 mm. No mapa de umidade do solo elaborado pelo Canadian Climate Center a capacidade de água disponível varia de 100 a 280 mm, dependendo do tipo de solo (Louie e Pugsley, 1981). Rossato (2001), utilizando informações pedológicas extraídas de dados de Levantamento Exploratório e de Reconhecimento dos solos do Brasil realizados pelo Projeto RADAMBRASIL e pela EMBRAPA para calcular a capacidade de água disponível utilizando funções de pedo-transferência, encontrou valores de CAD variando de 50 a 200 mm para o território brasileiro. Nesse estudo, a CAD variou aproximadamente de 50 a 180 mm em todo o globo, valores estes próximos daqueles encontrados em trabalhos realizados anteriormente. Na América do Sul, a CAD variou entre 60 e 180 m, cujos valores estão compatíveis com aqueles encontrados por Rossato (2001).
3 - MAPA DE TIPOS DE SOLO
Os mapas de tipo e de textura de solos necessários para cálculo das propriedades hídricas, tais como capacidade de campo, ponto de murcha permanente e capacidade de água disponível, foram obtidos do Mapa Mundial de Solos, os quais foram gerados pela Food and Agriculture Organization (FAO) do United Nations Education, Scientific, and Cultural Organization (UNESCO) (FAO, 1995). Este conjunto de dados está disponível na rede (http://daac.gsfc.nasa.gov/CAMPAIGN DOCS/FTP SITE/INT-DIS/readmes/soils.html), em resolução espacial de 1 x 1 grau de latitude e de longitude.

O mapa com os tipos de solos contêm 26 classes e valores para água e gelo, enquanto que o de textura está agrupado em grosso, médio/grosso, médio, fino/médio, fino, gelo e matéria orgânica (Zobler, 1986). A Figura 3 mostra os tipos de solos, gerado pela FAO, para todo o globo.


Figura 3 - Mapa dos tipos de solos gerado pelo Food and Agriculture Organization (FAO, 1995). ACR - acrisolo; CAM - cambissolo; CHE - chernozem; POD - podzoluvisolo; REN - rendzina; FER - ferrasolo; GLE - gleysolo; PHA - phaeozem; FLU - fluvisolo; KAS - kastanozem; LUV - luvisolo; GRE - greyzem; NIT - nitsolo; HIS - histosolo; POD - podzols; ARE - arenosolo; REG - regosolo; SOL - solonetz; AND - andosolo; RAN - ranker; VER - vertisolo; PLA - plantosolo; XER - xerosolo; YER - yermosolo; SON - solonchek; LIT - lithosolo.


4 - FORÇANTES METEOROLÓGICAS
Utilizou-se dados globais de totais mensais de precipitação e médias mensais de temperatura do ar pertencentes ao "Global Air Temperature and Precipitation: Regridded Monthly and Annual Climatologies". Os dados estão disponíveis na rede em resolução de 0,5 graus, apenas sobre o continente (http://tao.atmos.washington.edu/data sets/willmott), atualizados até dezembro de 1999. Os dados de umidade relativa do ar, de velocidade do vento e do saldo de radiação à superfície utilizados são médias mensais, em ponto de grade, obtidas a partir do Climate Diagnostics Center - National Centers for Environmental Prediction / National Center for Atmospheric Research (NCEP/NCAR) disponibilizados na rede para o período de janeiro de 1979 a dezembro de 2001 (http://www.cdc.noaa.gov/index.html) numa resolução de 2,5 graus. Esses dados foram obtidos em escala global e interpolados para a resolução de 1,87 graus, utilizando-se o método Krigging. Esse método de interpolação é um procedimento geoestatístico avançado, que estima valores para a superfície a partir de um conjunto de pontos distribuídos, com base na teoria de variáveis regionalizadas.
5 – CÁLCULO DA EVAPOTRANSPIRAÇÃO
Para regiões que dispõem de dados tais como os de temperatura, de umidade, de vento e de radiação, a Food and Agriculture Organization of the United Nations (FAO) (http://www.fao.org/) adotou como padrão o modelo de Penman-Monteith para a estimativa da evapotranspiração de referência, bem como várias características micrometeorológicas associadas ao modelo e ao local a ser considerado. Segundo Smith (1991), a expressão de Penman-Monteith para o cálculo da evapotranspiração é dada por:




(3)

em que ET0 é o fluxo de calor latente de evaporação (kJm-2s-1); Rn o fluxo de saldo de radiação à superfície (kJm-2s-1); G o fluxo de calor no solo (kJm-2s-1);  a massa específica do ar (kg m-3); Cp o calor específico do ar úmido (kJkg-1oC-1); ea – ed é o déficit de pressão de vapor (kPa); ra a resistência aerodinâmica do ar (s m-1); rc a resistência da superfície (s m-1); a declividade da curva de pressão de vapor de saturação (kPaoC-1);  a constante psicrométrica (kPaoC-1) e  o calor latente de vaporização (MJ-1). A resistência da superfície (rc) é expressa como:






(4)

sendo R1 a média diária das resistências dos estômatos das folhas (s m-1), considerando-se como sendo aproximadamente 100, e IAF é o índice de área foliar. A resistência aerodinâmica (rc) para uma atmosfera neutra é:






(5)

em que ra é a resistência aerodinâmica (s m-1), zh a altura de medições de temperatura e de umidade (m), zo é o comprimento de rugosidade (m), k a constante de von Karman (= 0,4) , Uz a velocidade do vento medida à altura z (m s-1) e d é o deslocamento do plano zero do perfil de vento (m). As resistências aerodinâmica e de superfície podem ser determinadas para diferentes classes de cobertura vegetal, utilizando-se parâmetros de superfície tais como a altura da vegetação, a profundidade do sistema radicular, o comprimento de rugosidade, o deslocamento do plano zero, a resistência máxima superficial e o índice de área foliar, permitindo-se, assim, calcular a evapotranspiração de referência para determinada tipo de vegetação. Os parâmetros de superfície, considerados neste trabalho, foram obtidos a partir do esquema de superfície "Simplified Simple Biosphere Model - SSiB" (Xue et al., 1991). Assim sendo, a partir dos valores de albedo, de comprimento de rugosidade e de resistência da superfície, estimou-se a evapotranspiração de referência para os 12 diferentes tipos de coberturas vegetais classificadas pelo esquema SSiB. Os biomas do esquema SSiB são: 1 - árvores latifoliadas perenes (floresta tropical), 2 - árvores latifoliadas decíduas (floresta temperada), 3 - árvores latifoliadas aciculadas (floresta mista), 4 - árvores aciculadas perenes (floresta conífera), 5 - árvores aciculadas decíduas (floresta de lariços), 6 - árvores latifoliadas com cobertura arbustiva (cerrrado), 7 - arbustos (campos extratropicais), 8 - arbustos latifoliados com cobertura herbácea (caatinga), 9 - arbustos latifoliados com solo exposto (semi deserto), 10 - árvores anãs e arbustos com cobertura herbácea (tundra), 11 - solo exposto (deserto), 12 - cultivos. Para esse estudo, introduziu-se um novo tipo de vegetação (13) na classificação do esquema SSiB, o qual representa as áreas antropizadas na Amazônia Legal, ou seja, desflorestamento. Os parâmetros referentes a cada bioma do esquema SSiB utilizados no modelo de balanço hídrico para o cálculo do armazenamento de água são mostrados na Tabela 2.


TABELA 2: PARÂMETROS DE SUPERÍFICIE OBTIDOS DO MODELO SSIB. - ALBEDO, rm - RESISTÊNCIA MÁXIMA, z0 - COMPRIMENTO DE RUGOSIDADE, h - ALTURA DA VEGETACÃO.

Bioma

1

2

3

4

5

6

7

8

9

10

11

12

13



0,129

0,140

0,122

0,108

0,132

0,190

0,220

0,207

0,310

0,170

0,330

0,175

0,180

rm(ms-1)

60,0

551,5

190,8

98,9

612,5

144,5

290,8

412,5

415,5

650,0

545,3

290,2

290,8

z0(m)

2,65

0,90

0,51

1,17

0,85

0,85

0,07

0,23

0,06

0,07

0,01

0,31

0,026

h(m)

35,0

20,0

20,0

17,0

14,0

18,0

0,60

5,00

0,50

0,60

0,10

20,0

0,28


6 - MAPA DE VEGETAÇÃO DO ESQUEMA SSIB
No modelo SSiB as propriedades da superfície são especificadas de acordo com o mapa de vegetação. Informações da cobertura continental usada na confecção do mapa de vegetação foram obtidas da classificação global de cobertura vegetal da Universidade de Maryland (UMD), através do conjunto de dados "Pathfinder Land" com resolução horizontal de 1km. Este mapa foi gerado a partir de 14 anos (1981-1994) de registros de imagens de satélites (Hansen et al., 2000; DeFries et al., 1999). A Figura 4 apresenta o mapa dos diferentes tipos de cobertura vegetal do esquema SSiB que foi utilizado no modelo de balanço hídrico.

Figura 5 - Mapas de vegetação para América do Sul utilizado no modelo de balanço hídrico. O mapa esta numa resolução de 40km. As seguintes classes estão destacadas: 1- árvores latifoliadas perenes (floresta tropical), 3 - árvores latifoliadas aciculadas (floresta mista), 6 - árvores latifoliadas com cobertura arbustiva (cerrrado), 8 - arbustos latifoliados com cobertura herbácea (caatinga), 9 - arbustos latifoliados com solo exposto (semi deserto), 11 - solo exposto (deserto), 12 - cultivos, 13 - desflorestamento.


Para atualização da cobertura vegetal da região da Amazônia Legal utilizou-se o mapa de vegetação gerado pelo Projeto Proveg (Sestini, 2002). Esse mapa foi gerado a partir de dados do Projeto RADAMBRASIL, que inclui 26 cartas na escala 1:1.000.000, e ainda do mapa de vegetação para todo o Brasil na escala de 1:5.000.000, gerado pelo Instituto Brasileiro de Geografia e Estatística (IBGE, 1992), disponível em formato digital. Dados do Projeto de Estimativa do Desflorestamento Bruto da Amazônia - PRODES-DIGITAL (INPE, 2003) foram utilizados para atualizar a cobertura vegetal da Amazônia. O desflorestamento foi estimado a partir de imagens TM do satélite Landsat, tendo sido considerado 112 cenas, ano-base 1997, as quais cobrem grande parte da região da Amazônia Legal, especialmente da região do arco de desflorestamento.
7 - SOLUÇÃO DO BALANÇO HÍDRICO
No cálculo do balanço hídrico, a evapotranspiração de referencia foi transformada em evapotranspiração real, seguindo a metodologia sugerida pela FAO (Doorenbos e Pruitt, 1977), ou seja, considerando-se que a quantidade de água transpirada pela planta depende do armazenamento de água no solo, conforme ilustrado no esquema da Figura 6. A FAO sugere utilizar uma função simples que leve em conta este efeito, através da definição da função de água facilmente disponível q. Nesta definição, admite-se que até que essa função q da capacidade de água disponível (CAD) seja utilizada não haverá redução significativa na produtividade da cultura. Logo, define-se deficiência hídrica quando o armazenamento está abaixo da água disponível. No entanto, como o objetivo é evitar que as plantas sofram danos por deficiência hídrica, a condição limite para que isso não aconteça é considerar o armazenamento de água no solo até (1-q) x CAD, assumindo que o coeficiente (1-q) corresponde a um potencial de -60 kPa (Feddes et al., 1988). Essa metodologia foi utilizada por Rossato (2001), que estimou o balanço hídrico para o território brasileiro.

Figura 6 - Razão entre a evapotranspiração real (Etr) e a potencial (Etp) em função do armazenamento de água no solo, sendo PM o ponto de murcha e CC a capacidade de campo.


Pode-se verificar, na Figura 6, que à medida que a umidade do solo decresce haverá um ponto em que a Etr torna-se menor que a Etp, o que estabelece uma relação linear entre o decréscimo de umidade do solo e o decréscimo de Etr/Etp. O coeficiente q indica a proporção do total de água disponível que pode ser transpirada a uma taxa potencial (Etr = Etp). Abaixo desse armazenamento, a Etr é proporcional ao armazenamento remanescente no perfil, isto é:




(6)



(7)

A fração q depende do tipo de solo, da sensibilidade do cultivo ao estresse hídrico e do valor de Etp. As equações de evapotranspiração foram integradas nos dois casos. Mostram-se, a seguir, as soluções da equação do balanço para cada caso:


a) Para S > CAD(1-q)  Etr = Etp:
Neste caso, a equação do balanço hídrico é dada por:




(8)

Variando dS de St a St+1 e dt de t a t+t, tem-se que:






(9)

A solução da equação acima é dada por:






(10)

b) Para S  CAD(1-q) 


Neste caso, a solução do balanço hídrico é dada por:




(11)

Resolvendo-se a equação acima, temos a seguinte solução:





(12)

em que


8 - RESULTADO DO BALANÇO HÍDRICO
O modelo utilizado para o cálculo da umidade do solo, o qual considerou dados mensais de precipitação e de evapotranspiração potencial (calculada pelo método de Penman-Monteith), foi inicializado em dezembro de 1998 e integrado até dezembro de 1999. Os valores mensais de umidade do solo foram obtidos a partir da interpolação dos dados de precipitação e de evapotranspiração pelo método Krigging, adotando-se uma resolução de 1,85 graus. Essa resolução foi escolhida por ser compatível com a grade do modelo de circulação geral do Centro de Previsão de Tempo e Estudos Climáticos – MCG/CPTEC, uma vez que a condição de água no solo gerada será utilizada em futuras simulações.
A Figura 7 ilustra a média mensal no ciclo anual e a distribuição média anual do percentual de armazenamento de água (grau de saturação) durante o ano de 1999. Em grande escala, o modelo reproduz o contraste entre regiões úmidas e secas, similar ao descrito na climatologia elaborada em outros trabalhos. As regiões da porção ocidental da América do Norte, do sudeste da Ásia, a América do Sul equatorial e a África equatorial apresentam maiores valores de umidade do solo. O solo é relativamente seco em uma grande área que cobre a região central do Canadá, passando pelos Estados Unidos, alcançando o México. Na Europa, a média anual da umidade do solo é espacialmente variável, embora poucas regiões possam ser classificadas como secas. Willmott e Rowe (1985), utilizando um modelo simples de balanço de água no solo ("bucket model") baseado na precipitação média mensal e na estimativa da evapotranspiração potencial derivada de valores observados da temperatura da superfície, encontraram uma distribuição de umidade do solo similar àquela descrita neste trabalho. Utilizando um modelo similar ao de Willmott e Rowe (1985), Mintz e Walker (1993) também obtiveram resultados de variação sazonal de água no solo para a América do Sul e para a África semelhantes às descritas neste estudo.
Na África, a região mais seca é a porção subtropical do Saara. A maior parte da região central da Austrália apresenta solo seco, assim como ao longo de sua costa oeste. O Brasil, África subtropical, a região do Mediterrâneo e a região monsônica da Ásia apresentam maior variação sazonal da umidade do solo, com valores máximos ocorrendo no período do verão austral. O norte da América do Sul, a região do Sahel (África), Índia e sudeste da Ásia, onde a fonte de umidade do solo é a Zona de Convergência Intertropical (ZCIT), os máximos valores de umidade do solo ocorrem nos meses de agosto e setembro. Sobre as latitudes médias da América do Norte e Eurásia os máximos de umidade do solo estão relacionados ao regime de precipitação, alcançando índices máximos de umidade nos meses de maio e junho.
Com relação ao território brasileiro, verifica-se, nos meses de janeiro até abril (período com altos índices pluviométricos), um aumento do percentual de água no solo na maioria dos Estados do nordeste. O aumento de água no solo em algumas áreas do norte da região Nordeste ocorre devido ao período da estação chuvosa, que tem início em fevereiro e estende-se até maio. Durante este período, o principal sistema causador de chuvas nesta região é a ZCIT. De junho até agosto, com a diminuição da precipitação decorrente do período de estiagem, e relativo aumento da evapotranspiração, a umidade do solo diminui em quase todas a regiões do Brasil, atingindo índices inferiores a 10% (principalmente na região nordeste), com exceção das regiões Norte e Sul que apresentam altos índices de precipitação no decorrer do ano.

Figura 7: Distribuição sazonal do percentual do armazenamento de água no solo para todo o globo de janeiro a dezembro de 1999 e a média anual gerado pelo modelo de balanço de água no solo. (Grau de saturação em percentuais).


Figura 7. – Continuação.


Na região Norte, o índice pluviométrico é relativamente alto devido aos sistemas convectivos que são predominantes, sendo a convecção controlada parcialmente pelo transporte de umidade trazida do Oceano Atlântico. Na região Sul, este índice pluviométrico é explicado pela incidência freqüente de sistemas frontais, os quais estão associados ao escoamento ondulatório de grande escala. No mês de dezembro, inicio da estação de verão, as frentes frias que atuam no Sul do Brasil associam-se aos sistemas de baixa pressão em superfície sobre o Paraguai, conhecida como Baixa do Chaco, e intensificam-se. Estes sistemas, neste período, freqüentemente ficam semi-estacionados no litoral da região Sudeste, devido à presença de vórtices ciclônicos em altos níveis na região Nordeste. A permanência dos sistemas frontais sobre esta região organiza a convecção tropical nas regiões Central e Norte do Brasil e caracteriza-se a formação da Zona de Convergência do Atlântico Sul (ZCAS). Deste modo, tais sistemas sinóticos atuantes neste período e regiões ocasionam o aumento da precipitação, o que resulta num maior percentual de armazenamento de água no solo.
9 – CONCLUSÕES
Neste estudo descreveu-se a distribuição sazonal e global de umidade do solo derivada a partir de um modelo simples de balanço de água no solo, utilizando valores observados de precipitação e de temperatura do ar. Para o cálculo da capacidade de água disponível (CAD) foram utilizadas informações da textura do solo em escala global, as quais seguem o esquema de classificação do United States Departament of Agriculture (USDA, 1995). Adotou-se como padrão o modelo de Penman-Monteith para a estimativa da evapotranspiração de referência, bem como várias características micrometeorológicas associadas ao modelo e ao local a ser considerado. As resistências aerodinâmica e de superfície foram determinadas a partir dos parâmetros de superfície do esquema SSiB, que estão associados ao tipo de vegetação. O modelo foi inicializado em dezembro de 1998 e integrado por um ano. As regiões da porção ocidental da América do Norte, o sudeste da Ásia, a América do Sul equatorial e a África equatorial apresentaram maiores valores de umidade do solo. O solo é relativamente seco em uma grande área que cobre a região central do Canadá, passando pelos Estados Unidos, alcançando o México. Willmott e Rowe (1985) e Mintz e Walker (1993) encontraram distribuição de umidade do solo similares às descritas neste estudo. No norte da América do Sul, na região de Sahel (África), na Índia e no sudeste da Ásia, onde a fonte de umidade do solo é a Zona de Convergência Intertropical (ZCIT), os máximos valores de umidade do solo ocorrem nos meses de agosto e setembro. Nos meses de janeiro até abril há aumento do percentual de água no solo na maioria dos Estados do nordeste brasileiro. Isso se deve ao período da estação chuvosa, que tem início em fevereiro e estende-se até maio. As regiões Norte e Sul do Brasil são as únicas que não apresentam diminuição na umidade do solo no decorre do ano, devido aos altos índices pluviométricos, causados tanto pelos sistemas convectivos na região Norte, quanto pelos freqüentes sistemas frontais que alcançam a região Sul do país.
REFERÊNCIAS
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