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com a elevação, com exceção de um pequeno decréscimo na longitude de -44,65° e -
22,40° no intervalo de -155 a -125 W/m 2 . No topo do cume do Parque Nacional do
Itatiaia (2555,8 m; -44,83° e -22,43°; T s = 26,22°C e T ar = 17,27°C), o valor de BOL foi
de -108,55 W/m 2 enquanto que na menor elevação (460,4 m;-44,65° e -22,49°; T s =
32°C e T ar = 26,31°C) foi de -120,34 W/m 2 . Está discrepância está fortemente
relacionada com a diferença de temperatura da superfície e a do ar tanto no vale quanto
na montanha. Vários fatores locais, tais como inclinação, aspecto, nuvens, persistência
de nevoeiro e taxas de decréscimo de temperatura podem afetar o BOL. Oliphant et al.
(2003) afirmaram que estimativas de radiação de onda longa da atmosfera geralmente
são superestimadas durante o dia por causa de subestimativa da temperatura da coluna
de ar atmosférico pela temperatura do ar medida em 3m. À noite, a situação inverte-se.
Em condições de céu claro, o BOL geralmente decresce com o aumento da elevação
por causa da taxa decréscimo de temperatura da superfície que foi menor do que a taxa
de decréscimo da temperatura do ar (Oliphant et al., 2003). Os valores de BOL
geralmente são negativos e relativamente pequenos (-75 a -125 W/m 2 ), se as
temperaturas da superfície e do ar são aproximadas (Oke, 1987). Se a superfície está
mais quente do que o ar, o balanço de radiação de onda longa decresce (Oke, 1987), isto
é, a superfície emitirá mais radiação de onda longa do que a atmosfera.
Durante o dia, tem-se uma menor variabilidade espacial do balanço de radiação de onda
longa. A presença de nuvens, geralmente reduz o BOL, mas também pode causar
aumento. A emissão de nuvens depende da temperatura da base da nuvem, porém, o
efeito de nuvens Stratus (baixa e relativamente quente) é muito maior do que Cirrus
(alta e fria) (Miller, 1981; Oke, 1987). Valores imprecisos do índice de área foliar
(IAF), usado para estimar a temperatura do ar, podem produz erros significativos no
BOL tendo um baixo impacto na variabilidade espacial da radiação de onda longa
atmosférica.
A distribuição espacial do saldo de radiação é apresentada na 4.30d. O saldo de radiação
variou entre 274,33 a 420,69 W/m 2 com desvio padrão de 30,33 W/m 2 e média de
354,80 W/m 2 . O saldo de radiação seguiu o aumento da elevação. Isto está de acordo
com as observações de Konzelmann et al. (1997). No entanto, Wenzel et al. (1997)
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