John Cunha Universidade Federal de Campina Grande Paraíba, Brasil 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.

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 www.cisa.ufpe.br/twiki/bin/view/Cisa/WebHome www.hidro.ufcg.edu.br/twiki/bin/view/Cisa/

Universidade Federal de Campina Grande (UFCG) Figura 1 – Localização da cidade de Campina Grande e UFCG Mais Informações: www.ufcg.edu.br www.hidro.ufcg.edu.br/

Projeto GeoTermal 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

Métodos de estimativa da evapotranspiração (ET) 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.

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

Satélites 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

Política de dados 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) Mais informações: www.inpe.br

Política de dados 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) Mais informações: http://www.eumetsat.int

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

Algoritmo SEBAL LE = Rn - H - G 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

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

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

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

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

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

Coeficientes de Calibração 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 2003. (Chander & Markham, 2003) Bandas Comprimento de Onda (μm) Coeficientes de Calibração a b 1 (azul) 0,45 – 0,52 -1.52 193.0 2 (verde) 0,52 – 0,60 -2.84 365.0 3 (vermelho) 0,63 – 0,69 -1.17 264.0 4 (IV-próximo) 0,76 – 0,79 -1.51 221.0 5 (IV-médio) 1,55 – 1,75 -0.37 30.2 6 (IV-termal) 10,4 – 12,5 1.2378 15.303 7 (IV-médio) 2,08 – 2,35 -0.15 16.5

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

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

Irradiância Espectral no Topo da Atmosfera 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) Bandas Irradiância Espectral no Topo da Atmosfera 1 (azul) 1957 2 (verde) 1826 3 (vermelho) 1554 4 (IV-próximo) 1036 5 (IV-médio) 215,0 6 (IV-termal) - 7 (IV-médio) 80,67

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

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)

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

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

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

Saldo de Radiação Emissividades 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: 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).

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

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

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

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

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

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

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

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

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

Algoritmo SEBAL LE = Rn - H - G 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

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).

Algoritmo SEBAL LE = Rn - H - G 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

Fluxo de calor sensível Equação do Fluxo de calor sensível ρ é a massa específica do ar (1,15 kg m-3) Cp é o calor específico do ar a pressão constante (1004 J kg-1 K-1) dT é a diferença da temperatura entre dois níveis Z1 e Z2 rah é a resistência aerodinâmica ao transporte de calor (s/m)

Fluxo de calor sensível

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

Fluxo de calor sensível

Fluxo de calor sensível 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 [ u100 (m/s)], chamada de blending height, onde se assume que os efeitos da rugosidade da superfície são desprezíveis, e que é dada pela equação:

Fluxo de calor sensível

Fluxo de calor sensível 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):

Fluxo de calor sensível

Fluxo de calor sensível Resistência aerodinâmica (rah) A resistência aerodinâmica é computada admitindo-se a atmosfera em condição de estabilidade neutra, pela seguinte expressão: Onde Z1 e Z2 são as alturas (em metros) acima da superfície.

Fluxo de calor sensível

Fluxo de calor sensível 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:

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:

Fluxo de calor sensível

Fluxo de calor sensível Equação do Fluxo de calor sensível Pixel “quente” Pixel “frio”

Fluxo de calor sensível

Fluxo de calor sensível 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.

Fluxo de calor sensível

Fluxo de calor sensível 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, Cp é o calor especifico do ar, u* é a da velocidade de fricção de cada pixel , Ts 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 instável; se L > 0, a atmosfera é considerada estável e se L = 0 a atmosfera é considerada neutra.

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

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

Fluxo de calor sensível

Fluxo de calor sensível Velocidade de fricção corrigida Onde u100 é a velocidade do vento a 100 m , k é a constante de von Karman (0,41), Zom é o coeficiente de rugosidade de cada pixel (m) e é a correção da estabilidade para o transporte de momentum a 100m.

Fluxo de calor sensível

Fluxo de calor sensível Resistência aerodinâmica ao transporte de calor corrigida onde Z1= 2,0 m, Z1 = 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 (rah ). Para isto, são em geral necessárias de cinco a sete iterações para se atingir a convergência do processo.

Fluxo de calor Latente

Fluxo de calor Latente 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.

Evapotranspiração Diária Fração da evapotranspiração (EF instantânea ) (Brutsaert and Sugita, 1992; Crago, 1996), Fluxo de calor Latente (LE24h) Saldo de radiação (Rn24h), da acordo com De Bruin, 1987.

Evapotranspiração Diária Evapotranspiração real horária (ETr, hora) Onde L = 2,45 x 106 J kg-1 3600, é um fator de conversão do valor instantâneo para valor horário, conforme equação (Allen et al., 2002a, Trezza, 2002): Fração da evapotranspiração de referência horária (FET0,hora ) Onde ET0,hora é a evapotranspiração de referência horária.

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:

Aplicações Área de estudo 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.

Matérias 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 2008.

Matérias Elevação - SRTM Elevação (em metros) Pontos P1 P2 P3 P4 P5 P6 709 350 477 284 319 327 420 310 288 358 228

Matérias Pluviometria para o ano de 2008. Posto Pluviométrico Jan Fev Mar Abr Maio Jun Jul Ago Set Out Nov Dez Total Engenheiro Ávido 16,8 176,9 462,0 167,5 96,8 13,0 0,0 3,2 936,2 Lagoa de Arroz 275,3 242,4 481,9 295,8 157,7 19,2 28,6 1,1 89,6 1591,6 Antenor Navarro 124,2 71,6 677,1 383,6 137,3 12,0 29,8 6,8 71,4 1513,8 São Gonçalo 249,8 131,5 714,6 326,8 327,3 24,8 19,8 5,5 5,6 31,7 1837,4 Aparecida 214,0 258,8 529,4 191,7 133,2 37,5 54,4 6,6 1425,6 Bernadino Batista 87,2 149,4 261,6 323,6 95,8 51,0 61,4 11,6 1041,6 Bom Jesus 241,4 84,1 590,2 348,0 132,1 37,7 19,6 43,4 1496,5 Cachoeira dos Índios 289,0 245,2 445,0 313,6 187,3 3,4 20,0 0,2 1503,7 Cajazeiras 210,9 205,1 590,4 411,4 252,4 38,9 42,0 351,9 53,4 2156,4 Poço José de Moura 86,7 49,7 378,7 227,6 67,2 48,0 9,7 63,5 931,1 Santa Cruz 52,1 62,3 482,9 315,8 181,4 45,2 59,6 29,4 4,3 1233,0 Santa Helena 259,0 200,3 572,5 288,8 159,8 5,8 22,9 2,6 50,8 1562,5 Santarém 161,2 49,3 301,8 267,4 112,5 27,0 49,8 12,7 35,8 1017,5 São Francisco 79,2 69,6 384,7 94,9 15,1 55,8 18,4 1,6 5,1 986,0 Souza 132,2 162,7 516,6 229,2 282,6 28,2 3,0 7,0 1399,0 Triunfo 166,6 111,5 559,4 293,3 96,0 36,3 8,2 7,2 20,6 1299,1

Resultados Figura 5 – Mapa de NDVI (A) em 29 de agosto de 2008 e (B) em 01 de novembro de 2008 Pontos P1 P2 P3 P4 P5 P6 P7 P8 P9 P10 P11 P12 29/ago 0,624 0,435 0,501 0,380 0,456 0,199 0,495 0,342 0,235 0,203 0,449 0,369 1/nov 0,368 0,219 0,349 0,257 0,307 0,168 0,250 0,260 0,229 0,186 0,305 0,226 0,410 0,497 0,303 0,324 0,327 0,156 0,240 0,026 0,084 0,321 0,388

Resultados Figura 6 – Mapa de temperatura da superfície (A) em 29 de agosto de 2008 e (B) em 01 de Novembro de 2008 Temperatura (em °C) Pontos P1 P2 P3 P4 P5 P6 P7 P8 P9 P10 P11 P12 29/ago 17,17 24,56 21,84 20,11 21,42 26,84 22,29 26,77 25,52 24,65 21,88 23,71 01/nov. 21,94 28,56 24,17 29,37 30,27 28,11 29,81 30,67 30,68 28,09 29,41 -0,28 -0,16 -0,11 -0,27 -0,37 -0,13 -0,26 -0,20 -0,24

Resultados Figura 8 – Mapa de albedo da superfície (A) em 29 de agosto de 2008 e (B) em 01 de novembro de 2008. Albedo Pontos P1 P2 P3 P4 P5 P6 P7 P8 P9 P10 P11 P12 29/ago. 0,109 0,118 0,134 0,111 0,128 0,178 0,133 0,219 0,139 0,196 0,149 0,131 1/nov. 0,129 0,176 0,153 0,146 0,180 0,271 0,207 0,281 0,249 0,216 0,174 -0,18 -0,49 -0,14 -0,32 -0,41 -0,52 -0,56 -0,28 -0,27 -0,45 -0,33

Saldo de radiação (em W/m2) Resultados Figura 9 – Mapa de saldo d radiação (A) em 29 de agosto de 2008 e (B) em 01 de novembro de 2008. Saldo de radiação (em W/m2) Pontos P1 P2 P3 P4 P5 P6 P7 P8 P9 P10 P11 P12 29/ago 669,4 615,6 619,4 645,8 624,5 555,9 617,5 518,6 593,6 565,1 605,6 608,3 01/nov 714,3 626,6 675,6 670,9 616,9 527,6 604,6 515,7 612,4 545,1 592,0 621,2 -0,07 -0,02 -0,09 -0,04 0,01 0,05 0,02 -0,03 0,04

Fluxo de calor no solo (em W/m2 ) Resultados Figura 10 – Mapa de fluxo de calor no solo (A) em 29 de agosto de 2008 e (B) em 01 de novembro de 2008 Fluxo de calor no solo (em W/m2 ) Pontos P1 P2 P3 P4 P5 P6 P7 P8 P9 P10 P11 P12 29/ago 45,30 69,56 63,13 59,32 61,62 74,94 61,79 74,99 72,50 64,90 62,79 67,49 01/nov 73,76 91,08 79,70 83,17 92,63 92,64 88,88 92,53 95,92 94,24 89,44 -0,63 -0,31 -0,26 -0,40 -0,50 -0,24 -0,44 -0,23 -0,32 -0,45 -0,42 -0,37

Fluxo de calor sensível (em W/m2 ) Resultados Figura 11 – Mapa de fluxo de calor sensível (A) em 29 de agosto de 2008 e (B) em 01 de novembro de 2008. Fluxo de calor sensível (em W/m2 ) Pontos P1 P2 P3 P4 P5 P6 P7 P8 P9 P10 P11 P12 29/ago 0,0 51,9 1,5 119,7 5,9 127,1 75,2 49,7 1,8 29,2 1/nov. 7,1 213,4 53,1 92,3 262,8 295,4 196,0 282,5 323,3 319,7 199,4 254,7 - -3,1 -34 -1,5 -32 -1,2 -3,3 -5,4 -110 -7,7

Fluxo de calor latente (em W/m2 ) Resultados Figura 12 – Mapa de fluxo de calor Latente (A) em 29 de agosto de 2008 e (B) em 01 de novembro de 2008. Fluxo de calor latente (em W/m2 ) Pontos P1 P2 P3 P4 P5 P6 P7 P8 P9 P10 P11 P12 29/ago 474,1 537,2 529,1 436,5 412,9 474,0 537,1 437,3 513,5 473,5 515,5 529,9 1/nov 633,3 322,2 542,9 495,3 265,3 139,6 339,0 94,2 195,6 131,1 305,9 272,5 -0,34 0,40 -0,03 -0,13 0,36 0,71 0,37 0,78 0,62 0,72 0,41 0,49

Evapotranspiração (em mm/dia) Resultados Figura 12 – Mapa de evapotranspiração real (A) em 29 de agosto de 2008 e (B) em 01 de novembro de 2008. Evapotranspiração (em mm/dia) Pontos P1 P2 P3 P4 P5 P6 P7 P8 P9 P10 P11 P12 29/ago 6,065 6,871 6,768 5,583 5,281 6,063 6,870 5,594 6,568 6,056 6,593 6,778 1/nov 7,032 3,578 6,029 5,501 2,946 1,550 3,764 1,046 2,173 1,456 3,397 3,026 -0,16 0,48 0,11 0,01 0,44 0,74 0,45 0,81 0,67 0,76 0,55

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

Resultados 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 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.

Comentários finais 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.

Obrigado a todos!

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