A principal troca de energia entre a atmosfera e a superfície terrestre dá-se pela radiação eletromagnética, envolvendo os fluxos de radiação de ondas curtas (0,3 a 3,0 m ) e os da radiação térmica ou de ondas longas (> 3,0 m ).

No espectro de ondas curtas, visível e infravermelho próximo, chega à superfície da terra a radiação solar global (Rs) que, ao interagir com a mesma, tem uma parcela refletida em função de um coeficiente de reflexão (a ), chamado de albedo da superfície. Por sua vez, dentro da faixa de ondas longas, no infravermelho térmico, tem-se, no sentido da superfície, um fluxo de radiação de origem atmosférica, concomitantemente com um fluxo de sentido contrário e originado na superfície (Tanner & Lemon 1962, Riou 1984).

Assim, o balanço das trocas verticais de radiação eletromagnética constituirá o saldo de radiação da superfície (Rn), que será fracionado nos fluxos de calor latente de evaporação, de calor sensível no ar e no solo, bem como armazenado na massa da cultura e usado no processo de fotossíntese.

Em nível atmosférico, o principal fator é a radiação solar global que é formada pela radiação solar direta mais a radiação difusa, sendo a sua magnitude variável em função da latitude, altitude, ângulo solar, cobertura de nuvens e turbidez atmosférica (Chang 1968).

Dentre as características da superfície, salienta-se o albedo, que varia com a elevação solar, a composição espectral da radiação incidente, as propriedades óticas das folhas, a cobertura do solo, as condições hídricas da cultura e do solo e a quantidade e tipo de cobertura de nuvens (Blad & Baker 1972, Pablos & Iraundegui 1975).

A radiação de ondas longas que se origina na atmosfera é derivada da energia cinética das moléculas dos constituintes atmosféricos, como vapor d’água, dióxido de carbono e ozônio, assim como das gotas de água nas nuvens, sendo, portanto, função da sua temperatura (Tanner & Lemon 1962, Geiger 1980, Viswanadham 1981). Por sua vez, a superfície do solo, considerada para fins práticos como um corpo-negro, emite constantemente radiação de ondas longas em função da sua temperatura absoluta elevada à quarta potência, de acordo com a lei de Stefan-Boltzmann. Como a temperatura da superfície é geralmente maior que a da atmosfera, normalmente há uma pequena perda de radiação de ondas longas da superfície, ocorrendo a maior perda de radiação térmica na direção zenital, pois é onde situa-se a menor massa de ar do lugar (Tanner & Lemon 1962, Geiger 1980).

O coeficiente térmico (b ) e o coeficiente de transformação em ondas longas (l ) são dois parâmetros de utilidade descritiva que podem ser obtidos a partir dos termos do balanço de radiação de uma superfície (André & Viswanadham 1983).

Monteith & Szeicz (1961) derivaram o coeficiente térmico, por meio de uma relação empírica entre o balanço de ondas longas e o saldo de radiação. Esse coeficiente é considerado como uma propriedade da superfície e representa o acréscimo na perda de radiação de onda longa por unidade de aumento do saldo de radiação.

Gay (1969), citado por André & Viswanadham (1983), estabeleceu empiricamente o balanço de ondas longas em função do balanço de ondas curtas, criando uma constante denominada de coeficiente de transformação em ondas longas. Esse coeficiente é considerado como uma propriedade do meio e descreve a variação no balanço de ondas longas por unidade de variação na radiação solar absorvida pela superfície.

O saldo de radiação é um dado nem sempre disponível, mesmo em estudos de investigação científica, e mais comumente em nível de projeto ou operacional, em trabalhos aplicados. Este fato tem levado diversos pesquisadores a procurar estimar o saldo de radiação sobre uma superfície, através de uma função com a radiação solar global incidente.

Nkemdirim (1973) destacou que, em razão da alta correlação que tem sido encontrada entre o saldo de radiação e a radiação solar global, geralmente são empregados dois tipos de equações empíricas, levando ou não o albedo em consideração. Estudos dessa natureza podem ser constatados em Monteith & Szeics (1961) para trigo, beterraba açucareira, grama e solo descoberto; Stanhill et al. (1965) para algumas superfícies naturais e cultivadas em Israel; Nkemdirim (1973) para batata, couve, ervilha, tomate, cenoura, feijoeiro e solo descoberto; Mota (1976) para grama; André & Viswanadham (1973) e Fontana (1987), para soja; Matzenauer et al. (1981), para milho; Bergamaschi (1984), para feijoeiro e Assis et al. (1987) para sorgo sacarino.

Nesse contexto, realizou-se o presente trabalho com a cultura de milho, com os seguintes objetivos: quantificar os componentes do balanço de radiação em diferentes estádios de desenvolvimento da cultura e sob condições atmosféricas diferenciadas; relacionar o saldo de radiação da superfície da cultura com o balanço de radiação de ondas curtas e com a radiação solar global, integrados no período diurno; determinar o coeficiente térmico e o coeficiente de transformação em ondas longas.

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Boletim de Pesquisa Online Nº 4 Publicações Online

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