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A Tdia_loc é corrigida pela elevação usando a taxa de decréscimo de temperatura com a
altura Γ de – 6,4 °C.km -1 para o verão, reduzindo de 10% em dias de céu claro e
aumentando de 10% para dias de céu nublado (Finklin, 1983).
O coeficiente COERAD da irradiância da superfície inclinada pela plana é usado como
um multiplicador para ajustar a temperatura máxima do ar com base na diferença de
energia radiante recebida pelas encostas do morro. A magnitude da diferença de
temperatura é uma função das características da troca de energia das encostas dos
morros. Em dosséis de floresta, a diferença de temperatura da superfície pode não
existir quando a superfície vegetada está transpirando ativamente (Kaufmann, 1984).
Conseqüentemente, a temperatura máxima do local é ajustada por um multiplicador
baseado no IAF do local de estudo.
2.3.3 Déficit de pressão de vapor d’água atmosférica
Existem várias maneiras de expressar a umidade do ar, incluindo densidade de vapor,
umidade relativa e o déficit de pressão de vapor (DPV). A densidade de vapor é
simplesmente a massa de vapor d’água em uma unidade de volume e é conhecida como
umidade absoluta (Oke, 1987), enquanto que a umidade relativa é definida como a
relação entre a razão de mistura atual e aquela que prevaleceria em condições saturadas,
à mesma temperatura do ar (Barry e Chorley, 1987). O déficit de pressão de vapor de
uma parcela de ar é a diferença entre a pressão de vapor em condições de saturação
e s (Tdia), e a pressão de vapor real e (tmin), com base na premissa de que a temperatura
de orvalho é igual à temperatura mínima (Td = Tmin):
DPV = es ( tdia)
− e(
t min) [kPa] (2.10)
em que DPV é a medida de umidade mais usada, pois representa uma medida do “poder
evaporante do ar”, o qual desempenha um importante papel na determinação das taxas
relativas de transpiração em plantas (Monteith e Unsworth, 1990).
Para locais com cobertura vegetal, Glassy e Running (1994) preferiram substituir a
umidade relativa do ar (UR) pelo DPV como medida de umidade no MT-CLIM. As
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