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Utilização da detecção remota para estimar a distribuição espacial do balanço de energia e a evapotranspiração em regiões semi-áridas John Cunha Universidade.

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1 Utilização da detecção remota para estimar a distribuição espacial do balanço de energia e a evapotranspiração em regiões semi-áridas John Cunha Universidade Federal de Campina Grande Paraíba, Brasil Lisboa, 10 de novembro de 2010.

2 Projeto de Cooperação Internacional do Semi-Árido (CISA) O projeto CISA - Cooperação Internacional do Semi-árido é financiado pelo Ministério de Ciência e Tecnologia, com recursos do CTHIDRO - Fundo Setorial de Recursos Hídricos, repassados através da FINEP e CNPq. O projeto tem duração de 3 anos e objetiva promover cooperação entre instituições de pesquisa voltadas para a solução dos problemas gerados pela escassez de água nas regiões semi-áridas Países parceiros no projeto Brasil, Argentina, Cabo Verde, França, Portugal, Estados Unidos Mais informações

3 Universidade Federal de Campina Grande (UFCG) Figura 1 – Localização da cidade de Campina Grande e UFCG Mais Informações:

4 Geoprocessamento de dados termais e suas aplicações em estudos do regime pluviométrico no estado da Paraíba. O Projeto tem como objetivo identificar ilhas de calor nos principais centros urbanos do estado da Paraíba a partir de imagens do infravermelho termal (temperatura de superfície), em diferentes épocas e estabelecer correlações com possíveis alterações do regime pluviométrico destas áreas (e próximo a estas), utilizando técnicas de sensoriamento remoto e geoprocessamento Projeto GeoTermal

5 Escala local Lisímetros; Método das correlações turbulentas; Método do balanço de energia baseado na Razão de Bowen; Método aerodinâmico; Balanço hídrico no solo. Escala regional Utilização de técnicas de sensoriamento remoto baseado em imagens de satélites. Métodos de estimativa da evapotranspiração (ET)

6 Sensores remotos Sensores aerotransportados Técnicas de Processamento Digital de Imagens (PDI) Princípios básicos

7 Satélites que possuam sensores que contenham as bandas de refletividade e infravermelho termal Landsat 5 sensor TM Landsat 7 sensor ETM+ Satélites NOAA sensor AVHRR Satélite TERRA sensores ASTER e MODIS Satélite AQUA sensor MODIS Satélite GOES Satélites

8 Brasileira - Instituto Nacional de Pesquisas Espaciais-INPE Dados Gratuitos Imagens dos satélites Produtos de sensoriamento remoto Produtos de Modelos Climáticos Softwares de Processamento Digital de Imagens (PDI) e de Sistema de Informações Geográfica (SIG) Política de dados Mais informações:

9 Europa – EUMETSAT Projetos EUMETCAST e GEONETCAST Dados Gratuitos Imagens de satélites Produtos de sensoriamento remoto Produtos de Modelos Climáticos Softwares de Processamento Digital de Imagens (PDI) e de Sistema de Informações Geográfica (SIG) Política de dados Mais informações:

10 SPRING – INPE- Brasileiro ILWIS – ITC- Holandês ERDAS – Software comercial Softwares

11 Algoritmo SEBAL No SEBAL a evapotranspiração é obtida como resíduo da equação clássica do balanço de energia à superfície, qual seja: onde Rn é o saldo de radiação, LE a densidade de fluxo de calor latente, H a densidade de fluxo de calor sensível e G a densidade de fluxo de calor no solo, todos em W.m -2. LE = Rn - H - G

12 Saldo de Radiação Radiação de onda curta Radiação de onda Longa onda curta Incidente onda curta refletida onda longa incidente onda longa refletida onda longa emitida Superfície vegetada Saldo de radiação = ganhos - perdas Figura 2 – Balanço de Radiação na superfície (adaptado de Allen et al., 2002)

13 Saldo de Radiação Fluxograma 1 – Etapas para obtenção do Saldo de Radiação (Rn)

14 Imagens de satélite (DN) Banda 1 Banda 2 Banda 3 Banda 4 Banda 5 Banda 6 Banda 7 Saldo de Radiação Figura 3 – Diferentes bandas do satélite LANDSAT

15 Imagens de satélite (DN) Saldo de Radiação Figura 4 - Composição colorida R3G2B1 e extração dos pixels para uma planilha

16 Fluxograma 1 – Etapas para obtenção do Saldo de Radiação (Rn) Saldo de Radiação

17 BandasComprimento de Onda (μm) Coeficientes de Calibração a b 1 (azul)0,45 – 0, (verde)0,52 – 0, (vermelho)0,63 – 0, (IV-próximo)0,76 – 0, (IV-médio)1,55 – 1, (IV-termal)10,4 – 12, (IV-médio)2,08 – 2, Saldo de Radiação Radiância espectral monocromática Tabela 1 - Descrição das bandas do Mapeador Temático (TM) do Landsat 5, com os correspondentes intervalos de comprimento de onda, coeficientes de calibração (radiância mínima – a e máxima – b), após 5 de maio de (Chander & Markham, 2003)

18 Saldo de Radiação Radiância espectral monocromática Figura 5 – Model Maker do Software ERDAS 9.2 $n4_Custom_Float + ($n5_Custom_Float - $n4_Custom_Float) * $n20_memory / 255

19 Saldo de Radiação Fluxograma 1 – Etapas para obtenção do Saldo de Radiação (Rn)

20 BandasIrradiância Espectral no Topo da Atmosfera 1 (azul) (verde) (vermelho) (IV-próximo) (IV-médio) 215,0 6 (IV-termal) - 7 (IV-médio) 80,67 Saldo de Radiação Reflectância planetária Tabela 2 - Descrição das bandas do Mapeador Temático (TM) do Landsat 5, com as correspondentes irradiâncias espectrais no topo da atmosfera terrestre (TOA).(Chander & Markham, 2003)

21 Saldo de Radiação Fluxograma 1 – Etapas para obtenção do Saldo de Radiação (Rn)

22 Saldo de Radiação Albedo Planetário Albedo da Superfície é a da radiação solar refletida pela atmosfera, que varia entre 0,025 e 0,04, mas para o modelo SEBAL é recomendado o uso do valor de 0,03, com base em Bastiaanssen (2000) é a transmissividade atmosférica que para condições de céu claro, pode ser obtida por (Allen et al., 2002)

23 Saldo de Radiação Fluxograma 1 – Etapas para obtenção do Saldo de Radiação (Rn)

24 Saldo de Radiação Índices de Vegetação Índice de Vegetação da Diferença Normalizada (NDVI) Índice de Vegetação Ajustado para os Efeitos do Solo (SAVI) Índice de Área Foliar (IAF) O seu valor mais frequente de L = 0,5 (Huete &Warrick, 1990; Accioly et al., 2002; Boegh et al., 2002)

25 Saldo de Radiação Fluxograma 1 – Etapas para obtenção do Saldo de Radiação (Rn)

26 Como cada pixel não emite radiação eletromagnética como um corpo negro, há a necessidade de introduzir a emissividade de cada pixel no domínio espectral da banda termal, qual seja: 10,4 – 12,5 μm. Por sua vez, quando do cômputo da radiação de onda longa emitida por cada pixel, há de ser considerada a emissividade no domínio da banda larga (5 – 100 μm). Segundo Allen et al. (2002), as emissividades e podem ser obtidas, para NDVI > 0 e IAF < 3, segundo: Saldo de Radiação Emissividades Para pixels com,. Para corpos de água (NDVI < 0), no caso do lago de Sobradinho e do leite do Rio São Francisco, Silva & Cândido (2004) utilizaram os valores de 0,99 e 0,985, conforme Allen et al. (2002).

27 Saldo de Radiação Fluxograma 1 – Etapas para obtenção do Saldo de Radiação (Rn)

28 Onde e são constantes de calibração da banda termal do Landsat 5 –TM. (Allen et al., 2002; Silva et al., 2005) Saldo de Radiação Temperatura da Superfície

29 Saldo de Radiação Fluxograma 1 – Etapas para obtenção do Saldo de Radiação (Rn)

30 é a emissividade de cada pixel; é a constante de Stefan-Boltzman; é a temperatura da superfície (K). Saldo de Radiação Radiação de Onda Longa Emitida

31 Saldo de Radiação Fluxograma 1 – Etapas para obtenção do Saldo de Radiação (Rn)

32 S é a constante solar (1367 w/m²) Saldo de Radiação Radiação de Onda curta incidente

33 Saldo de Radiação Fluxograma 1 – Etapas para obtenção do Saldo de Radiação (Rn)

34 é a emissividade atmosférica, obtida por: (Allen et al., 2002) é a temperatura do ar (K) é a constante de Stefan-Boltzman Saldo de Radiação Radiação de onda longa incidente

35 Saldo de Radiação Fluxograma 1 – Etapas para obtenção do Saldo de Radiação (Rn)

36 Algoritmo SEBAL No SEBAL a evapotranspiração é obtida como resíduo da equação clássica do balanço de energia à superfície, qual seja: onde Rn é o saldo de radiação, LE a densidade de fluxo de calor latente, H a densidade de fluxo de calor sensível e G a densidade de fluxo de calor no solo, todos em W.m -2. LE = Rn - H - G

37 Fluxo de calor no solo O fluxo de calor no solo (G) pode ser obtido segundo equação empírica desenvolvida por Bastiaanssen (2000), que representa valores próximos ao meio-dia: Onde é a temperatura da superfície (°C), o albedo da superfície e NDVI o índice de vegetação da diferença normalizada, todos computados pixel a pixel. Para efeito de correção dos valores do fluxo de calor no solo para corpos de água (NDVI<0), pode ser utilizada a seguinte expressão: G = 0,3Rn, usada por Silva & Cândido (2004) ou G = 0,5Rn, segundo Allen et al.(2002).

38 Algoritmo SEBAL No SEBAL a evapotranspiração é obtida como resíduo da equação clássica do balanço de energia à superfície, qual seja: onde Rn é o saldo de radiação, LE a densidade de fluxo de calor latente, H a densidade de fluxo de calor sensível e G a densidade de fluxo de calor no solo, todos em W.m -2. LE = Rn - H - G

39 Fluxo de calor sensível Equação do Fluxo de calor sensível ρ é a massa específica do ar (1,15 kg m -3 ) C p é o calor específico do ar a pressão constante (1004 J kg -1 K -1 ) dT é a diferença da temperatura entre dois níveis Z 1 e Z 2 r ah é a resistência aerodinâmica ao transporte de calor (s/m)

40 Fluxo de calor sensível

41 Dados de uma estação agrometeorológica A velocidade de fricção é computada usando o perfil logaritmo do vento para a condição de estabilidade neutra, qual seja: Dessa forma, obtém-se o coeficiente de rugosidade local em função da altura média da vegetação segundo equação de Brutsaert (1982):

42 Fluxo de calor sensível

43 Velocidade do vento a 100 metros Considerando-se, ainda, a atmosfera em equilíbrio neutro, é estimada a velocidade do vento ao nível de z = 100 m [ u 100 (m/s)], chamada de blending height, onde se assume que os efeitos da rugosidade da superfície são desprezíveis, e que é dada pela equação:

44 Fluxo de calor sensível

45 Velocidade de fricção (u * ) Com a hipótese de que é constante em toda a cena estudada, pode ser obtida a velocidade de fricção para cada pixel da imagem, através da equação: onde pode ser obtido em função do SAVI segundo equação desenvolvida por Bastiaanssen (2000):

46 Fluxo de calor sensível

47 Resistência aerodinâmica (r ah ) A resistência aerodinâmica é computada admitindo-se a atmosfera em condição de estabilidade neutra, pela seguinte expressão: Onde Z 1 e Z 2 são as alturas (em metros) acima da superfície.

48 Fluxo de calor sensível

49 Pixels Frio e Quente O cômputo da diferença de temperatura próxima à superfície dT para cada pixel é computada pelo SEBAL através de uma relação linear entre dT e (temperatura da superfície): onde os coeficientes a e b são obtidos através dos pixels âncoras (quente e frio). O pixel frio da imagem é escolhido admitindo-se que este se encontra numa área bem irrigada, onde se assume que o fluxo de calor sensível é nulo e o fluxo de calor latente LE é dado por:

50 Fluxo de calor sensível Pixels Frio e Quente Por sua vez, o pixel quente é escolhido numa área com grande fração de solo exposto, onde se assume que o fluxo de calor latente é nulo (LE = 0) e o fluxo de calor sensível H quente (w/m²) será, portanto, dado por:

51 Fluxo de calor sensível

52 Equação do Fluxo de calor sensível Pixel quente Pixel frio

53 Fluxo de calor sensível

54 Equação do Fluxo de calor sensível No entanto, os valores obtidos não representam adequadamente o H de cada pixel e servem, tão somente, como valores iniciais de um processo iterativo, e que nas etapas seguintes são consideradas, efetivamente, a condição de estabilidade de cada pixel. Em virtude dos efeitos turbulentos afetar as condições atmosféricas e a resistência aerodinâmica, aplica-se a teoria da similaridade de Monin-Obukhov.

55 Fluxo de calor sensível

56 Comprimento de Monin-Obukhov O comprimento de Monin-Obukhov L é utilizado para definir as condições de estabilidade da atmosfera e é computado em função dos fluxos de calor sensível e de momentum pela seguinte expressão: onde ρ é a densidade do ar, C p é o calor especifico do ar, u * é a da velocidade de fricção de cada pixel, T s é a temperatura da superfície (K), g é o módulo do campo gravitacional terrestre (9,81 m/s) e H é o fluxo de calor sensível (w/m²), obtido inicialmente considerando a condição de neutralidade. Os valores de L definem as condições de estabilidade da seguinte forma: se L 0, a atmosfera é considerada estável e se L = 0 a atmosfera é considerada neutra.

57 Fluxo de calor sensível Comprimento de Monin-Obukhov 1) Se L<0 (condição de instabilidade): Onde:

58 Fluxo de calor sensível Comprimento de Monin-Obukhov 2) Se L>0 (condição de estabilidade): 3) Se L=0 (condição de neutralidade):. e

59 Fluxo de calor sensível

60 Velocidade de fricção corrigida Onde u 100 é a velocidade do vento a 100 m, k é a constante de von Karman (0,41), Z om é o coeficiente de rugosidade de cada pixel (m) e é a correção da estabilidade para o transporte de momentum a 100m.

61 Fluxo de calor sensível

62 Resistência aerodinâmica ao transporte de calor corrigida onde Z 1 = 2,0 m, Z 1 = 0,1 m, e e são as correções de estabilidade para o transporte de calor a 2,0 m e 0,1 m, respectivamente. Após obtidos os valores desses parâmetros, retorna-se ao cômputo da função da diferença de temperatura, repetindo-se os cálculos mencionados anteriormente até que se obtenha a convergência dos valores da resistência aerodinâmica (r ah ). Para isto, são em geral necessárias de cinco a sete iterações para se atingir a convergência do processo.

63 Fluxo de calor Latente

64 O fluxo de calor latente LE (w/m²) corresponde ao fluxo de massa (água sob a forma de vapor) que deixa a superfície, através dos processos evaporação mais transpiração vegetal, e representa uma grande quantidade de energia invisível, daí o termo latente. Sua determinação é obtida como resíduo da equação do Balanço de Energia, qual seja: LE = Rn – G – H Onde os fluxos correspondem ao instante da passagem do satélite.

65 Evapotranspiração Diária Fração da evapotranspiração (EF instantânea ) Fluxo de calor Latente (LE 24h ) Saldo de radiação (Rn 24h ), da acordo com De Bruin, (Brutsaert and Sugita, 1992; Crago, 1996),

66 Evapotranspiração Diária Onde L = 2,45 x 10 6 J kg , é um fator de conversão do valor instantâneo para valor horário, conforme equação (Allen et al., 2002a, Trezza, 2002): Evapotranspiração real horária (ET r, hora ) Fração da evapotranspiração de referência horária (FET 0,hora ) Onde ET 0,hora é a evapotranspiração de referência horária.

67 Evapotranspiração Diária De acordo com Trezza (2002) é relativamente constante em todo o período diurno. Dessa forma, a evapotranspiração real diária é calculada pela seguinte equação:

68 Área de estudo Aplicações Está área caracteriza-se por apresentar vegetação mais susceptível às mudanças climáticas, respondendo rapidamente à presença ou falta de chuvas. O clima da região de estudo segundo a classificação de Köppen, é do tipo Aw- Tropical quente e úmido.

69 Duas datas de passagem do satélite LANDSAT 5 sensor TM, final do período chuvoso e período seco, capturadas nos dias 29 de agosto de 2008 e 01 de novembro de 2008, e a essas imagens foi aplicado o algoritmo SEBAL. Os produtos MODIS, MOD11 A2 e MOD13 Q1, para todo o ano de Matérias

70 Elevação - SRTM Elevação (em metros) Pontos P1P2P3P4P5P6P7P8P9P10P11P

71 Matérias Pluviometria para o ano de Posto Pluviométrico JanFevMarAbrMaioJunJulAgoSetOutNovDezTotal Engenheiro Ávido 16,8176,9462,0167,596,813,00,03,20,0 936,2 Lagoa de Arroz275,3242,4481,9295,8157,719,228,61,10,0 89,61591,6 Antenor Navarro 124,271,6677,1383,6137,312,029,86,80,0 71,41513,8 São Gonçalo249,8131,5714,6326,8327,324,819,85,50,05,60,031,71837,4 Aparecida214,0258,8529,4191,7133,237,554,46,60,0 1425,6 Bernadino Batista 87,2149,4261,6323,695,851,061,411,60,0 1041,6 Bom Jesus241,484,1590,2348,0132,137,719,60,0 43,41496,5 Cachoeira dos Índios 289,0245,2445,0313,6187,33,420,00,20,0 1503,7 Cajazeiras210,9205,1590,4411,4252,438,942,0351,90,0 53,42156,4 Poço José de Moura 86,749,7378,7227,667,20,048,09,70,0 63,5931,1 Santa Cruz52,162,3482,9315,8181,445,259,629,40,0 4,31233,0 Santa Helena259,0200,3572,5288,8159,85,822,92,60,0 50,81562,5 Santarém161,249,3301,8267,4112,527,049,812,70,0 35,81017,5 São Francisco79,269,6384,7261,694,915,155,818,41,60,0 5,1986,0 Souza132,2162,7516,6229,2282,628,237,53,00,0 7,01399,0 Triunfo166,6111,5559,4293,396,00,036,38,27,20,0 20,61299,1

72 PontosP1P2P3P4P5P6P7P8P9P10P11P12 29/ago0,6240,4350,5010,3800,4560,1990,4950,3420,2350,2030,4490,369 1/nov0,3680,2190,3490,2570,3070,1680,2500,2600,2290,1860,3050,226 0,4100,4970,3030,3240,3270,1560,4950,2400,0260,0840,3210,388 Figura 5 – Mapa de NDVI (A) em 29 de agosto de 2008 e (B) em 01 de novembro de 2008 Resultados

73 Temperatura (em °C) PontosP1P2P3P4P5P6P7P8P9P10P11P12 29/ago17,1724,5621,8420,1121,4226,8422,2926,7725,5224,6521,8823,71 01/nov.21,9428,5624,1725,5229,3730,2728,1129,8130,6730,6828,0929,41 -0,28-0,16-0,11-0,27-0,37-0,13-0,26-0,11-0,20-0,24-0,28-0,24 Figura 6 – Mapa de temperatura da superfície (A) em 29 de agosto de 2008 e (B) em 01 de Novembro de 2008 Resultados

74 Albedo PontosP1P2P3P4P5P6P7P8P9P10P11P12 29/ago.0,1090,1180,1340,1110,1280,1780,1330,2190,1390,1960,1490,131 1/nov.0,1290,1760,1530,1460,1800,2710,2070,2810,1780,2490,2160,174 -0,18-0,49-0,14-0,32-0,41-0,52-0,56-0,28 -0,27-0,45-0,33 Figura 8 – Mapa de albedo da superfície (A) em 29 de agosto de 2008 e (B) em 01 de novembro de 2008.

75 Saldo de radiação (em W/m 2 ) PontosP1P2P3P4P5P6P7P8P9P10P11P12 29/ago669,4615,6619,4645,8624,5555,9617,5518,6593,6565,1605,6608,3 01/nov714,3626,6675,6670,9616,9527,6604,6515,7612,4545,1592,0621,2 -0,07-0,02-0,09-0,040,010,050,020,01-0,030,040,02-0,02 Figura 9 – Mapa de saldo d radiação (A) em 29 de agosto de 2008 e (B) em 01 de novembro de Resultados

76 Fluxo de calor no solo (em W/m 2 ) PontosP1P2P3P4P5P6P7P8P9P10P11P12 29/ago45,3069,5663,1359,3261,6274,9461,7974,9972,5064,9062,7967,49 01/nov73,7691,0879,7083,1792,6392,6488,8892,5395,9294,2489,4492,64 -0,63-0,31-0,26-0,40-0,50-0,24-0,44-0,23-0,32-0,45-0,42-0,37 Figura 10 – Mapa de fluxo de calor no solo (A) em 29 de agosto de 2008 e (B) em 01 de novembro de 2008 Resultados

77 Fluxo de calor sensível (em W/m 2 ) PontosP1P2P3P4P5P6P7P8P9P10P11P12 29/ago0,051,91,50,0 119,75,9127,175,249,71,829,2 1/nov.7,1213,453,192,3262,8295,4196,0282,5323,3319,7199,4254,7 - -3, ,5-32-1,2-3,3-5, ,7 Figura 11 – Mapa de fluxo de calor sensível (A) em 29 de agosto de 2008 e (B) em 01 de novembro de Resultados

78 Fluxo de calor latente (em W/m 2 ) PontosP1P2P3P4P5P6P7P8P9P10P11P12 29/ago474,1537,2529,1436,5412,9474,0537,1437,3513,5473,5515,5529,9 1/nov633,3322,2542,9495,3265,3139,6339,094,2195,6131,1305,9272,5 -0,340,40-0,03-0,130,360,710,370,780,620,720,410,49 Figura 12 – Mapa de fluxo de calor Latente (A) em 29 de agosto de 2008 e (B) em 01 de novembro de Resultados

79 Evapotranspiração (em mm/dia) PontosP1P2P3P4P5P6P7P8P9P10P11P12 29/ago6,0656,8716,7685,5835,2816,0636,8705,5946,5686,0566,5936,778 1/nov7,0323,5786,0295,5012,9461,5503,7641,0462,1731,4563,3973,026 -0,160,480,110,010,440,740,450,810,670,760,480,55 Figura 12 – Mapa de evapotranspiração real (A) em 29 de agosto de 2008 e (B) em 01 de novembro de Resultados

80 Figura 5 – Mapa de NDVI (A) em 29 de agosto de 2008 e (B) em 01 de novembro de 2008 Resultados

81 Figura 4 – Gráfico do NDVI obtido a partir do MODIS e precipitação no tempo, em (A) ponto 1, em (B) ponto 2, em (C) ponto 3 e em (D) ponto 4 Resultados

82 Figura 6 – Gráfico da Temperatura da superfície obtido a partir do MODIS e precipitação no tempo, em (A) ponto 1, em (B) ponto 2, em (C) ponto 3 e em (D) ponto 4. Resultados

83 Imagens de satélite com sensores de média resolução. Imagens de satélite com alta resolução temporal. Investigação de outros algoritmos que possibilite a obtenção da evapotranspiração. Implementação dos algoritmos em Software Livres. Validações do resultados obtidos pela técnicas de processamento digital de imagens. Comentários finais

84 Obrigado a todos!

85 Perguntas?


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