A evapotranspiração consiste na perda de água de uma superfície com qualquer
tipo de vegetação e sob qualquer condição de umidade do solo. É uma variável de
extrema importância para a modelagem hidrológica e para a racionalização do uso da
água na agricultura. Porém, sua determinação não é uma tarefa das mais fáceis, uma
vez que depende da umidade do solo, do tipo de vegetação e do clima local (BORGES
& MENDIONDO, 2005).
O processo evaporativo é um processo no qual a água passa do estado líquido
para o gasoso quando suas moléculas atingem a energia cinética suficiente para
atravessar a superfície da água. A quantidade necessária de energia para tal é
designada como calor latente de vaporização, da ordem de 2,45 MJ.kg ־¹ a 20°C
(OLIVEIRA FILHO, 2007). A evaporação provoca o arrefecimento da superfície a ser
evaporada, ou seja, para que a temperatura dessa superfície se mantenha é necessário
fornecer grandes quantidades de energia por radiação ou por transferência de calor, da
atmosfera ou da massa de água, para essa superfície.
A evapotranspiração, como um dos principais componentes do balanço hídrico de
uma região, apresenta os maiores desafios para sua quantificação. O complexo
procedimento físico envolvido para sua efetiva obtenção em larga escala tem estimulado
a que estudiosos empreguem, muitas vezes, equações empíricas, o que limita a
aplicação dessas equações e descrição do comportamento da evapotranspiração nas
diversas regiões do planeta.
PEREIRA et al. (1997), citados por ROSSATO (2001), explicam que a
evapotranspiração é controlada pela disponibilidade de energia, pela demanda
atmosférica e pelo suprimento de água do solo às plantas. A disponibilidade de energia
depende, por exemplo, do local e da época do ano. O local é caracterizado pelas
coordenadas geográficas (latitude e altitude) e pela topografia da região. A latitude
determina o total diário de radiação solar potencialmente passível de ser utilizado no
processo evaporativo. Num terreno plano, o total diário de radiação solar é modulado
pela época do ano, que determina o ângulo de incidência dos raios solares. Numa
topografia acidentada, dependendo da estação do ano, terrenos com faces distintas
terão disponibilidade diferentes de energia.
A altitude também afeta diretamente as temperaturas do solo, do ar e a pressão
atmosférica, fatores estes que influenciam a evapotranspiração. Para um determinado
local, a disponibilidade de radiação é controlada pelo poder refletor da superfície, que é
expresso pelo coeficiente de reflexão (albedo). Superfícies mais claras refletem mais
que aquelas mais escuras e, portanto, têm menos energia disponível. Portanto, uma
vegetação mais escura, tipo floresta, reflete menos radiação solar que uma cultura ou
um gramado. Logo, sob mesmas condições climáticas, uma floresta evapotranspira mais
que um gramado (PEREIRA et al., 1997).
A Organização das Nações Unidas para Alimentação e Agricultura (Food and
Agriculture Organization –FAO) recomenda o uso do método de Penman-Monteith para
a estimativa de evapotranspiração (ALLEN et al., 1998). Entretanto, esse modelo
apresenta um nível de exigência de dados de entrada que dificultam sua aplicação, uma
vez que tais elementos meteorológicos nem sempre se encontram disponíveis em
algumas regiões. CARMO et al., (2005) mencionam que dados e informações são
insuficientes ou não acessíveis para se promover uma adequada avaliação dos recursos
hídricos, tornando os problemas mais graves nessa área. Nesses casos, a alternativa,
seria o uso de equações simplificadas ou empíricas, que, conseqüentemente, perdem
muito da realidade física, que é compensada ou substituída por relações estatísticas
oriundas de experimentos. Essas equações empíricas são razoavelmente boas para o
local onde foram calibradas. No entanto, para fornecerem estimativas precisas fora das
condições em que foram definidas, precisam ser avaliadas e calibradas regionalmente
(MANTOVANI, 1993).
FERNANDES (2006), enfatiza que, o que se observa em âmbito nacional é o uso
inadequado de equações empíricas. Ressalta que tal prática é motivada, muitas vezes,
pela falta de dados para avaliação e calibração local dessas equações, antes de sua
utilização. Menciona que VEPRASKAS et al. (2003) afirmaram que os erros de
estimativa da evapotranspiração são uma das maiores fontes de erros para os modelos
hidrológicos. Nesse sentido, fazem-se necessários estudos que determinem os erros
médios de tais equações empíricas para diferentes condições climáticas, tendo em vista
que a evapotranspiração é uma variável crucial para a modelagem hidrológica.
As limitações dos métodos empíricos são reconhecidas tanto por seus críticos
como por seus autores mas, enquanto prosseguem as buscas por melhores soluções,
eles podem fornecer valores de consumo de água para uso em balanço hídrico e, nas
melhores condições, valores que são, pelo menos, tão precisos quanto os que podem
ser obtidos por medidas diretas no campo e o fazem de modo mais fácil. Pode-se
acrescentar que possuir informações de demanda de água através de um método
empírico, mesmo o mais simples, é melhor do que não possuir nenhuma informação.
Sabe-se, ainda, que fórmulas empíricas mais simples são as mais usadas, não por sua
universalidade ou precisão mas devido à não existência de medidas de superfície que
permitem o uso de métodos mais consistentes (PENMAN, 1963).
LINACRE (1977) propôs uma simplificação do método de Penman, combinando
diversos valores e equações, e, ao final, apresenta uma equação para a estimativa da
evapotranspiração potencial. Vários autores terem mostrado que uma grande
desvantagem do método de Penman é a necessidade de informações climatológicas
que muitas vezes não estão disponíveis. O modelo proposto por Linacre requer somente
os valores de temperatura média do ar e das coordenadas geográficas do local, cuja
equação é expressa abaixo:
o
)
500.Tm /(100 A) 15(t
t
ETP
80 t
−
+
−
=
−
Onde:
ETP = evapotranspiração potencial (mm/dia);
A = latitude (graus);
t = temperatura média do ar (ºC);
t
o= temperatura do ponto de orvalho (ºC);
T
m=
temperatura média do ar reduzida ao nível do mar (ºC).
E, para isso, tem-se que:
T
oé calculada da seguinte maneira:
e
a =pressão parcial do vapor d’água (KPa), valor obtido conforme a expressão
demonstrada no método de Penmam, ou seja:
a s
e
=e .0,01.UR(%)
2.9
2.10
a o a237,3log(e / 4,58)
T
7,5 log(e / 4,58)
=
−
2.8
e
s(T)
= pressão de vapor de saturação à temperatura T (KPa), determinada pela
expressão abaixo:
7,5.T 237,3 T se
=4,58.10
+*T
mé obtida pela equação:
m