As componentes do balanço hídrico (Equação 5) foram monitoradas ao longo de cinco anos de forma direta, em volume de controle delimitado pelas parcelas experimentais descritas no item 3.3.2, considerando a partir de diferentes técnicas apresentadas a seguir.
dS
dT= PP − ET − ES (5)
Em que: dS/dT é a variação no armazenamento de água no solo, percolação e escoamento subsuperficial (mm) no período T, que pode ser dia, mês ou ano; PP é a precipitação pluviométrica (mm); ET é a evapotranspiração (mm); e ES é o escoamento superficial (mm).
3.3.1. Precipitação
A precipitação pluviométrica foi monitorada através de pluviômetro de báscula com resolução de 0,254 mm instalado em área livre de interferência da vegetação (acima da cobertura vegetal). Os dados de chuva foram registrados a cada 10 minutos, permitindo a obtenção da intensidade da precipitação e a sua variação ao longo do tempo. Os eventos de precipitação monitorados pelos pluviógrafos foram discretizados de acordo com os critérios estabelecidos por Wischmeier e Smith (1978). Desse modo, os eventos observados, considerados independentes quando não há precipitação superior a 1 mm em 6 horas, foram caracterizados quanto à altura de precipitação, duração e intensidade utilizando o Rainfall Intensity Summarization Tool (RIST) (Justice, 2016) desenvolvido pelo United States Department of Agriculture (USDA).
3.3.2. Escoamento superficial
O escoamento superficial foi monitorado em de parcelas experimentais retangulares (5 m de largura, 20 m de comprimento e 9% de declividade), onde o fluxo de água era conduzido por chapas metálicas enterradas a 30 cm de profundidade para sistemas coletores (Figura 10). O volume de água retido no sistema coletor foi medido após cada evento chuvoso e, posteriormente à coleta da amostra de sedimentos em suspensão (Item 3.5), os reservatórios eram esvaziados. O monitoramento do escoamento superficial foi executado em três parcelas para representação adequada da heterogeneidade do fenômeno (Sadeghi et al., 2013).
Figura 10 – Vista superior (A) e lateral (B) do modelo de parcela que foi utilizado para quantificar o balanço hídrico e a erosão do solo em campo, sendo (1) Bordas de chapa
metálica; (2) coletor de escoamento superficial; (3) Sistema de tanques e divisores.
Fonte: Morgan (2009)
3.3.3. Evapotranspiração
A evapotranspiração de referência (ETo) foi calculada em escala diária através da equação de Penman-Monteith, disponível no boletim FAO 56 (Allen et al., 1998) a partir dos dados micrometeorológicos coletados pela estação automática. Em seguida, os valores de ETo foram multiplicados pelo coeficiente de cultura (Kc) para obtenção da ETc e, em seguida, pelo coeficiente de estresse hídrico (Ks), conforme Equações 6, 7, 8, 9, 10 e 11 (Allen et al., 1998). Os valores de ET foram estimados para cada cultura (cana-de-açúcar e pastagem).
ET = Ks∙ ETc = Ks∙ (Kc∙ ETo) (6)
Em que: Ks < 1 quando há limitação de água para as plantas e Ks = 1 quando há água prontamente disponível para consumo, ou seja, a umidade do solo é maior que a capacidade de campo (θi > θfc). Deve-se realizar esta correção uma vez que a ET diária das culturas não pode ser maior que a disponibilidade de água no solo (Youlton, 2013).
Ks = TAW−Dr
Em que: Dr é a depleção na zona de raízes (mm); TAW é a água total disponível no solo na zona de raízes (mm) e p é a fração da TAW que a cultura pode extrair água da zona de raízes sem sofrer estresse hídrico.
TAW = 1000(θfc− θwp)Zf (8)
Em que: θfc é a capacidade de campo; θwp é o ponto de murcha e Zf é a profundidade da zona de raízes.
Dr,i = Dr,i−1− (PP − ES)i− Ii− CRi+ ETc,i+ PEi (9)
Em que: Dr,i é a depleção na zona de raízes no dia i (mm); Dr,i-1 é o conteúdo de água na zona de raízes no dia anterior (mm) (a depleção inicial é dada pela Equação 10); PPi é a precipitação do dia (mm); ESi é o escoamento superficial do dia i (mm); Ii é a irrigação do dia (mm) (não se aplica na área de estudo pois os cultivos não são irrigados); CRi é a ascensão capilar da zona saturada para zona de raízes no dia (mm) (não se aplica pois a zona de raízes encontra-se a mais de 1 metro da zona saturada); ETci é a evapotranspiração da cultura no dia i (mm) e PEi é a perda de água para fora da zona de raízes por percolação no dia i (mm) (Equação 11).
Dr,i−1= 1000(θfc− θi−1)Zf (10)
Em que: θfc é a capacidade de campo, θi-1 é o conteúdo médio de água no solo na zona de raízes (medido através de sensor de umidade) e Zf é a profundidade da zona de raízes.
PEi = (PP − ES)i− ETc,i− Dr,i−1≥ 0 (11)
Sendo que se a umidade do solo está abaixo da capacidade de campo, não há percolação profunda (Dr,i > 0 e PEi = 0). A Tabela 10 reúne os dados necessários para o cálculo do coeficiente de estresse hídrico (Ks) e evapotranspiração (Allen et al., 1998; Youlton, 2013; Oliveira, 2014).
Tabela 10 – Variáveis necessárias para o cálculo do balanço hídrico no solo e ET.
Símbolo Cana-de-açúcar Pastagem
Zf (m) 1,2 – 2,0 0,5 – 1,5
p 0,65 0,60
θfc 0,14
θwp 0,09
Kc 0,40 – 1,25 – 0,75 0,3 – 0,75 – 0,75
Fontes: Allen et al. (1998); Youlton (2013); e Oliveira (2014).
A evapotranspiração (ET) do Cerrado sensu stricto foi estimada a partir do método de Priestley e Taylor (1972) (Equação 12). Foi necessário utilizar esse método que simplifica o balanço de energia pois não havia instrumentação suficiente para aplicação de outros métodos micrometeorológicos, como a correlação de turbilhões e a Razão de Bowen, considerados adequados para observação da evapotranspiração nas condições da área de estudo. Assim, a Tabela 11 reúne os coeficientes de Priestley e Taylor (α) utilizados no cálculo da evapotranspiração, baseados nos dados de Cabral et al. (2015). As estimativas da evapotranspiração utilizando esse método para condições semelhantes às avaliadas neste trabalho podem ser subestimadas em aproximadamente 10% (Vourlitis et al., 2002).
ET = ∝ (1 λ) [
s (Rn−G)
s+γ ] (12)
Em que: α é o coeficiente de Priestley e Taylor, λ é o calor latente de vaporização (MJ m-2 d-1), s é a declividade da curva de pressão de vapor (kPa °C-1), Rn é o saldo de radiação (MJ m-2 d- 1), G é o fluxo de calor no solo (MJ m-2 d-1) e γ é a constante psicrométrica (kPa ºC-1).
Tabela 11 – Coeficientes de Priestley e Taylor do Cerrado sensu stricto calculados a partir das observações de Cabral et al. (2015) para as quatro efemérides (estações) do ano.
Estação do Ano Coeficiente de Priestley e Taylor (α)
Verão 1,09
Outono 1,00
Inverno 0,77
Primavera 0,98
Fonte: Calculado pelo autor.
Para o solo exposto, onde não há cobertura vegetal e, portanto, não há transpiração e existe apenas a evaporação da água armazenada nas camadas superficiais do solo (o termo ET é substituído por EV no cálculo do balanço hídrico), foi aplicado o método deRitchie (1972).
potencial do solo (estimada a partir do método de Priestley e Taylor (1972) adaptado para superfície livre) e é limitada apenas pela energia disponível na superfície do solo, não havendo restrição hídrica (precipitação maior que a evaporação); a segunda fase começa quando a evaporação do solo acumulada excede o limite da primeira fase com a diminuição ou ausência de precipitação, e a evaporação passa a ser dada em função do número de dias do início da segunda fase até o solo atingir o mínimo de umidade possível. O ciclo de evaporação é interrompido e retorna para a primeira fase quando a precipitação é igual ou superior a evaporação acumulada na segunda fase.
3.3.4. Residual do balanço hídrico (água no solo)
O residual do balanço hídrico (dS/dT) da Equação 5 foi considerado como a variação do armazenamento de água no solo, percolação e escoamento subsuperficial. Parte desse residual do balanço hídrico que se encontra próxima à zona de raízes pode retornar para a atmosfera pela transpiração das plantas. A variação no armazenamento foi comparada com o conteúdo de água no solo monitorado nos diferentes usos do solo da área experimental, para verificar a confiabilidade do balanço hídrico.
Na zona de maior densidade de raízes do Cerrado sensu stricto (Jackson et al., 1996; Giambelluca et al., 2009; Cabral et al., 2015), a água armazenada até 1,5 metros de profundidade foi monitorada através de sensores de umidade do solo do tipo FDR (Frequency Domain Reflectometry) instalados em cinco diferentes profundidades (Tabela 9). Nas parcelas experimentais com pastagem e cana-de-açúcar foram instalados os mesmos sensores FDR em três diferentes profundidades até 1 metro (Tabela 9). Foi considerado que entre dois pontos consecutivos de medida, o conteúdo da água varia linearmente com a profundidade do solo conforme a Equação 13 do método do trapézio (Libardi, 2005).
S = ∫ θ(Z)dZ ≅ [0,5θ(Z0) + ∑n−1i=1 θ(Zi) + 0,5θ(Zn)] L
0 ∆Z (13)
Em que: S é a água armazenada no solo diariamente, L é a profundidade analisada, θ é a umidade do solo e Zi são as profundidades dos sensores.