Concentração e fluxo de CO₂ sobre o reservatório hidrelétrico de Balbina (AM)

CO₂ concentration and flux in hydroelectric reservoir of Balbina (AM)

RESUMO

O reservatório de Balbina (59º 28’ 50’’ W, 1º 53’ 25’’ S), localizado próximo à cidade de Manaus, Amazonas, na Amazônia Central, é o segundo maior reservatório hidrelétrico em área localizado na Bacia Amazônica. Nesse reservatório foram realizadas medições de CO₂ em alta frequência (10 Hz), do fluxo de CO₂, com analisador de gás por infravermelho (IRGA) acoplado a uma câmara flutuante, e de variáveis meteorológicas, com uma boia instrumentada a 2 m da superfície do lago. A concentração média de CO₂ foi de 392 e 426 ppm para o dia e a noite, respectivamente, e a taxa de emissão média diária, de 40.427±24.040 µmol.m^-­2.d^-1. A acumulação da concentração de CO₂ sobre o lago à noite, além da respiração, mostra ter sido afetada por baixas velocidades do vento e convecção do lado da água, processos físicos que trazem altas concentrações de CO₂ para a superfície e a presença de brisa terrestre. Os fluxos não apresentaram diferenças estatisticamente significantes com as variáveis meteorológicas e foram consideravelmente mais baixos do que os encontrados em um estudo anterior para o mesmo lago. No entanto, os valores concordam com os encontrados em outros estudos em lagos tropicais amazônicos e outros reservatórios.

Palavras-chave:
variáveis meteorológicas; CO₂; brisa

ABSTRACT

The reservoir Balbina (59º 28’ 50W, 1º 53’ 25’’ S), located near the city of Manaus, Amazonas, in Central Amazônia, Brazil, is the second largest hydroelectric reservoir in an area located in the Amazon Basin. In this reservoir, CO₂ measurements were performed at high frequency (10 Hz), CO₂ flux with gas analyzer infrared (IRGA) coupled to a floating chamber and meteorological variables with a buoy instrumented to 2 m from the lake surface. The average CO₂ concentration was 392 and 426 ppm for the day and night, respectively, and the daily average emission rate was 40.427±24.040 µmol^-1.m^-2.d^-1. The accumulation of CO₂ in the lake overnight, beyond respiration, shows to be affected by low wind speeds, waterside convection, physical processes involving high concentrations of CO₂ for the surface and the presence of land breeze. The fluxes show no statistically significant difference with the meteorological variables and were considerably lower than a previous study for the same lake. However, the values are in agreement with other studies in Amazonian tropical lakes and other reservoirs.

Keywords:
meteorological variables; CO₂; breeze

INTRODUÇÃO

Assim como os oceanos, as águas interiores exercem um papel fundamental nos ciclos regional e global do carbono (COLE et al., 1994, 2007; RICHEY et al., 2002). Na Amazônia, o efluxo de CO₂ proveniente de águas interiores é comparável à taxa de carbono armazenado nas árvores da Floresta Amazônica (PHILLIPS et al., 1998) e muito maior do que o carbono exportado pela Amazônia para os oceanos (RICHEY et al., 2002). Mais recentemente, lagos de reservatórios, em particular nos trópicos, têm sido identificados como fontes de CO₂ e CH₄ (GALY-LACAUX et al., 1999; ABRIL et al., 2005; GUÉRIN et al., 2006, 2007; KEMENES; FORSBERG; MELACK, 2007, 2011).

Saint Louis et al. (2000) estimaram que a área superficial dos reservatórios tropicais é de aproximadamente 6.10⁵ km² e que em torno de 70% dos fluxos de CO₂ dos reservatórios globais ocorreram de reservatórios tropicais, apesar desses representarem apenas 40% da área da superfície global. Por outro lado, pouco se sabe, em longo prazo, sobre o balanço de carbono dos reservatórios individuais e o destino da matéria orgânica inundada após captação (ABRIL et al., 2005). A taxa de emissão de CO₂ do reservatório de Balbina, usando câmara flutuante, foi medida variando de 343 a 8.529 mgC.m^-2.d^-1, devido, quase que exclusivamente, a fluxos difusivos (KEMENES; FORSBERG; MELACK, 2011).

Os fluxos difusivos dependem do gradiente de concentração entre a superfície da água e a atmosfera, o que, no caso do CO₂, é principalmente controlado pela sua concentração na superfície da água e pela velocidade de transferência, k. Os fluxos difusivos de CO₂ podem ser medidos diretamente ou calculados a partir da concentração da superfície da água e do ar se o k é conhecido (GUÉRIN et al., 2006). As técnicas de medição de fluxos diretos podem ser por: correlação de vórtices turbulentos (McGILLIS et al., 2001), acumulação de vórtices (ZEMMELINK et al., 2004), câmara flutuante (FRANKIGNOULLE, 1988) e fluxo gradiente (KRAUS & BUSINGER, 1994).

Os fluxos de troca de gases e o k podem variar muito entre os diferentes tipos de ambientes. Em lagos, os principais fatores físicos que controlam essas mudanças nos fluxos são o vento, a temperatura e a convecção penetrativa (WANNINKHOF, 1992; COLE & CARACO, 1998; MACINTYRE; EUGSTER; KLING, 2001). O transporte e a dispersão de gases são frequentemente e extremamente afetados pelos sistemas de ventos locais, tais como as brisas (MOURA et al., 2004; BIERMANN et al., 2013).

As concentrações de gases na camada de mistura dependem não somente do fluxo por meio da interface água-ar, mas também do transporte ascendente para a camada de mistura da termoclina, águas profundas ou hipolímnio, e dos sedimentos (CRILL et al., 1988). A mistura provocada pelo vento e os movimentos convectivos, devido à perda de calor na superfície da água, podem causar entranhamento de águas, com diferentes concentrações para a camada de mistura, e processos como a ressurgência, que também transporta gases dissolvidos (MACINTYRE; WANNINKHOF; CHANTON, 1995).

Os objetivos do estudo foram: investigar o ciclo diurno da concentração de CO₂ sobre a camada superficial logo acima da superfície da água (com um sensor de alta frequência), medir in situ o fluxo de CO₂ (com uma câmara flutuante conectada a um analisador de gás por infravermelho - IRGA), estabelecer relações experimentais entre vento, precipitação, umidade relativa e temperatura do ar (com dados de concentração e fluxo de CO₂) e identificar os fatores físicos que influenciam nessas medidas.

METODOLOGIA

Área de estudo

A Usina Hidrelétrica de Balbina foi construída na Amazônia Central, em 1987, pelo barramento do Rio Uatumã, no município de Presidente Figueiredo, distante 155 km ao norte de Manaus, Amazonas. O reservatório de Balbina (Figura 1) é o segundo maior reservatório hidrelétrico localizado na Amazônia (59º 28’ 50’’ W, 1º 53’ 25’’ S) com área inundada média de 1.770 km², profundidade média de 10 m e tempo de residência de aproximadamente 12 meses (KEMENES; FORSBERG; MELACK, 2007, 2011). A climatologia apresenta o máximo da estação chuvosa nos meses de março, abril e maio e estação menos chuvosa nos meses de agosto e setembro.

Figura 1:
Localização da represa da Usina Hidrelétrica de Balbina, no município de Presidente Figueiredo, Amazonas, a 192 km de Manaus.

Experimento de campo

O experimento de campo foi realizado entre os dias 15 e 20 de julho de 2013, durante a estação de transição (chuvosa para seca). Medidas de fluxos diretos de CO₂ foram realizadas com câmara flutuante de um pequeno barco em cinco diferentes pontos a montante e um ponto a jusante da barragem da usina. Dados meteorológicos foram coletados por meio de uma boia ancorada no canal principal do lago do reservatório.

Os dados utilizados para a análise de concentração de CO₂ (durante 32 horas) foram coletados nos dias 18 e 19 de julho com o auxílio de um IRGA (Li-7500 A, Li-Cor, USA), com amostragem de 10 Hz. Os dados de concentração foram relacionados com dados de umidade relativa e temperatura do ar medidos pela boia meteorológica.

Câmara flutuante

O método utilizado para as medidas diretas da concentração de CO₂ na interface água-atmosfera foi o de câmara flutuante associada a um IRGA (Li-840, Li-Cor, USA) (FRANKIGNOULLE, 1988). A pressão parcial do gás contida no ar foi medida pelo IRGA conectado à câmara flutuante (18 L, 0,13 m² e design retangular) por uma bomba de sucção de 1,2 L.min^-1. Para evitar problemas com a umidade, as amostras de ar que saem da câmara passam por um tubo com sílica gel antes de chegar ao IRGA. O IRGA foi calibrado no início da campanha passando-se pelo sensor uma amostra de nitrogênio com fluxo constante de 1 mL.s^-1.

As medidas foram realizadas com o barco ancorado, com 4 cm da câmara dentro da coluna de água e presa por uma corda ao barco. Para as medidas do fluxo de CO₂, utilizou-se um circuito fechado entre o IRGA e a câmara, com duração de 10 a 15 minutos. Antes da medição do fluxo, a câmara foi mantida alguns minutos (até a leitura do analisador de gás estabilizar) acima da superfície da água, para limpar todo o sistema com ar ambiente da superfície e determinar a pressão parcial do gás. A câmara foi então colocada na superfície da água, momento em que o aumento inicial ou a diminuição linear da concentração do gás atmosférico na câmara nos deram a direção e a magnitude do fluxo. O critério para aceitação da medição foi que a concentração inicial na câmara fosse próxima da atmosférica e que os dados apresentassem um crescimento/decaimento linear com coeficiente de correlação superior a 0,90. Os dados de fluxo foram aceitos ou rejeitados de acordo com o procedimento de Lambert e Fréchette (2004).

Variáveis meteorológicas

Uma boia foi instrumentada com uma estação HOBO U30, com operação telemétrica via tecnologia GSM, e os dados enviados para o servidor HOBOlink da Rede de Mudanças Climáticas da Amazônia (Remclam), de responsabilidade da Universidade do Estado do Amazonas (UEA). A boia ficou em operação durante toda a campanha a uma altura de 2 m entre os sensores e a lâmina d’água. As variáveis meteorológicas utilizadas pela boia foram: temperatura do ar, velocidade e direção do vento, umidade relativa e precipitação pluviométrica. Para os dados de precipitação, calculou-se a soma da quantidade acumulada a cada hora. Os dados de umidade relativa e temperatura foram amostrados a cada cinco minutos.

As medidas de velocidade do vento foram ajustadas para 10 m acima da superfície da água (U₁₀ ), de acordo com Amorocho e DeVries (1980), utilizando a Equação 1,

(1)

Em que:

• C₁₀  coeficiente de arrasto da superfície para o vento a 10 m (0,013);
• κ  constante de von Karman (0,41);
• z  altura da medida da velocidade do vento acima da superfície da água.

RESULTADOS E DISCUSSÃO

Concentração de CO₂

A concentração de CO₂ a cada 5 minutos, durante 32 horas, apresentou média de 392 e 426 ppm para o dia e a noite, respectivamente (Figura 2). De acordo com a Figura 2, é possível verificar o aumento da concentração de CO₂ durante o período da noite e uma diminuição abrupta por volta das 8 h. Durante a noite, o resfriamento radiativo à superfície proporciona uma camada estável termodinamicamente, com uma inversão de temperatura que leva à diminuição ou à ausência de mistura e, consequentemente, ao acúmulo da concentração de CO₂ sobre a superfície do lago.

Figura 2:
Concentração de CO₂ com amostragem de 10 Hz, com média de 5 minutos, durante 32 horas, sobre o lago do reservatório.

A presença de vento com maior intensidade no período do dia provoca mais mistura, o que justifica a menor concentração durante o dia e o aumento durante a noite, devido à diminuição ou à ausência de turbulência. Durante o dia, a fotossíntese realizada pelas algas absorve boa parte do CO₂ dentro da coluna da água. Por volta das 8 h (Figura 2), a concentração de CO₂ diminui drasticamente, devido ao aquecimento da camada de mistura pela luz solar, aumentando, assim, a mistura sobre o lago.

O fluxo de CO₂ depende principalmente do gradiente de concentração entre a superfície da água e o ar e da transferência física ou energia turbulenta nessa interface (MACINTYRE; WANNINKHOF; CHANTON, 1995). Uma vez que em lagos a fonte dominante de turbulência na superfície da camada limite aquosa é controlada pelo vento (COLE & CARACO, 1998), sua magnitude contribui diretamente para o aumento ou diminuição do fluxo de CO₂ na interface água-ar.

Outra evidência observada para a explicação do aumento da concentração de CO₂ sobre o lago durante a noite é a ocorrência de brisa terrestre, ou seja, ventos predominantes na direção floresta-lago (sul). Essa brisa de floresta é rica em CO₂ devido à respiração da floresta à noite. As Figuras 3A e 3B evidenciam a presença de brisa de lago (direção lago-floresta) e brisa terrestre (direção floresta-lago) e seus efeitos sobre a concentração de CO₂. O principal fator que determina o modelo de circulação do ar sobre a região de um lago é o efeito térmico entre as superfícies líquida e terrestre, o que, por sua vez, gera uma diferença de pressão e, consequentemente, conduz um fluxo líquido de ar em uma ou outra direção. A presença de brisa sobre o lago do reservatório de Balbina foi encontrada também nos estudos de Moura et al. (2004), que investigaram o efeito das brisas do lago sobre a concentração de ozônio.

Figura 3:
Evidências do efeito de brisa no lago de Balbina sobre a concentração de CO₂. (A) direção do vento versus concentração de CO₂ diurna (brisa de lago); e (B) direção do vento versus concentração de CO2 noturna (brisa terrestre).

O vento, para o período da noite das 18 h do dia 18 de julho até as 6 h do dia 19 (ou dia seguinte) apresentou valores de 0,3 a 3,0 m.s^-1. Durante a campanha observou-se a formação de nevoeiros sobre a superfície do lago após o pôr do sol (18 h), o que é justificado pelos altos valores de umidade relativa, aproximadamente 100%. Em condições de ventos muito baixos (<3 m.s^-1) ou ausência de ventos, a troca de CO₂ no lago pode ser controlada principalmente por movimentos convectivos causados pela perda de calor que ocorre, por exemplo, quando a superfície da água é mais quente do que o ar logo acima (MACINTYRE; WANNINKHOF; CHANTON, 1995).

Sun et al. (1998) investigaram o transporte de CO₂, vapor d’água e ozônio pela turbulência e circulações locais e verificaram que a brisa terrestre noturna desempenha um papel importante no balanço regional de CO₂ na região de lago. Eugster e Siegrist (2000) investigaram a influência da advecção noturna de CO₂ sobre as medições de fluxo de CO₂ sobre uma área de platô entre duas montanhas. O estudo revelou que durante o início da noite, quando o balanço de energia torna-se negativo, o escoamento de ar frio rico em CO₂ começa a sofrer advecção ao longo dos vales dos rios. Durante a primeira metade da noite, a camada de ar rica em CO₂ aumentou de profundidade, alcançando sua profundidade máxima logo após a meia-noite, e permaneceu relativamente constante até o amanhecer. Depois do amanhecer, o perfil vertical de CO₂ foi novamente bem misturado. Reis e Barbosa (2014) relatam a importância da escala diurna para a dinâmica de lagos tropicais. Segundo esse estudo, a pressão parcial de CO₂ e o fluxo de CO₂ foram significantemente diferentes entre o dia e a noite e identificou-se a heterotrofia e emissão de CO₂ durante a noite, enquanto durante o dia não houve emissão significativa.

Fluxo de CO₂

O fluxo de CO₂ medido variou de 0,055 a 1,238 µmol.m^-2.s^-1, com valor médio de 0,467±0,27 µmol.m^-2.s^-1. Os fluxos foram consideravelmente baixos, quando comparados com outros estudos realizados em Balbina e em outros reservatórios tropicais (Tabela 1). Os fluxos medidos neste experimento não apresentaram correlações estatísticas significantes com as variáveis meteorológicas. Os valores encontrados por Kemenes, Forsberg e Melack (2011), usando a mesma metodologia, para o fluxo de CO₂ para o reservatório de Balbina foram próximos aos encontrados por Lima et al. (2002) para Tucuruí e Samuel e consideravelmente mais elevados do que os valores encontrados por Duchemin et al. (2000) para Curuá-Una e por este estudo.

Tabela 1:
Dados de fluxo médio de CO₂, área e idade dos principais estudos realizados em reservatórios tropicais.

Reservatório	Fluxo médio (µmol.m-2.s-1)	Área (km2)	Idade (anos)
Balbina*	0,467	1.770	25
Balbinaa	3,665	1.770	25
Tucuruíb	3,568	2.430	30
Samuelb	2,797	550	25
Curuá-Unac	0,761	200	37
Petit-Sautd	1,253	365	20

• *resultados deste estudo; ^aKemenes, Forsberg e Melack (2011); ^bet al.); ^cet al.); ^det al.).

A taxa de emissão média diária para o reservatório de Balbina foi de 40.427±24.040 μmol.m^­-2.d^-1. Esse valor é muito próximo dos 44.000 μmol.m^-2.d^-1 encontrados por Rudorff et al. (2011) para o lago de várzea do Curuai durante o período de vazante. O lago grande do Curuai apresenta uma área inundada que varia de 850 a 2.274 km², muito parecida com a dimensão do lago do reservatório de Balbina.

As medições de fluxos de CO₂ realizadas por Duchemin et al. (2000) no Reservatório de Curuá-Una não apresentaram diferenças na emissão difusiva média entre o período de águas altas e baixas no reservatório. O valor encontrado (65.909 μmol.m^­-2.d^­1) por Duchemin et al. (2000) para o fluxo médio diário de CO₂ para o Reservatório de Curuá-Una também apresenta boa concordância com o valor encontrado neste estudo.

Medições feitas em um lago de latitudes altas, usando eddy covariance, revelaram altos fluxos noturnos em relação aos diurnos (FCO_2noite≈0,2 μmol.m^-2.s^-1 e FCO_2dia≈0,02 μmol.m^-2.s^-1). Os altos fluxos noturnos de CO₂ podem ser explicados com o aumento da velocidade de transferência (k) devido à convecção do lado da água. Se o fluxo de CO₂ não é medido durante a noite, quando a convecção do lado da água é normalmente gerada, períodos de potencial fluxo elevado de CO₂ podem ser perdidos e as estimativas da quantidade total de CO₂ liberados pelos lagos para a atmosfera serão tendenciosas (PODGRAJSEK; SAHLÉE; RUTGERSSON, 2016).

Nossos resultados vão de encontro ao fato de que reservatórios tropicais (amazônicos e não amazônicos) e temperados apresentam uma correlação negativa entre as emissões de CO₂ tanto com a idade (SAINT LOUIS et al., 2000) quanto com a latitude do reservatório (BARROS et al., 2011). Isso pode ser justificado pelo fato de que as medidas de fluxo, apesar de sua variabilidade espacial, não representam muito bem toda a imensa área do reservatório; outra razão é que as medidas não representam todo o ciclo diurno e ignorar essa variação pode levar a falsas avaliações e conclusões (REIS & BARBOSA, 2014).

CONCLUSÃO

Medições in situ diretas da concentração e do fluxo de CO₂ foram realizadas sobre o lago do reservatório da Usina Hidrelétrica de Balbina com um sensor de alta frequência e uma câmara flutuante, respectivamente. Os fluxos não apresentaram significância estatística com as variáveis meteorológicas e foram consideravelmente mais baixos do que os encontrados por um estudo realizado usando o mesmo método e para o mesmo reservatório. No entanto, os valores corroboram outros estudos realizados em lagos amazônicos e outros reservatórios tropicais.

Além da respiração do lago, o aumento na concentração noturna de CO₂ pode ter sido afetado pelas baixas velocidades do vento e pelo aumento do fluxo de CO₂ da superfície da água, devido à turbulência induzida pela convecção do lado da água e pelos processos físicos que trazem altas concentrações de CO₂ do fundo para a superfície do lago. Outro fator importante observado é que a brisa terrestre parece influenciar o acúmulo de CO₂ sobre a superfície do lago, pois sua concentração foi maior (426 ppm) quando o vento soprava da floresta no período noturno.

AGRADECIMENTOS

Os autores agradecem o apoio financeiro da Fundação de Amparo à Pesquisa do Estado do Amazonas (FAPEAM) e da Coordenação de Aperfeiçoamento de Pessoal de Nível Superior (CAPES), a logística da Universidade do Estado do Amazonas (UEA), a ajuda técnica de Trindade, A. e aos revisores, pelas sugestões na melhoria do manuscrito.

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Datas de Publicação

• Publicação nesta coleção
  Jan-Feb 2017

Histórico

• Recebido
  20 Nov 2014
• Aceito
  01 Jun 2016