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INPE-14477-TDI/1158
ESTUDOS DA CAMADA LIMITE NOTURNA NA AMAZÔNIA
Rosa Maria Nascimento dos Santos
Tese de Doutorado do Curso de Pós-Graduação em Meteorologia, orientada pelo Dr.
Gilberto Fernando Fisch, aprovada em 31 de março de 2005.
INPE
São José dos Campos
2007
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INPE-14477-TDI/1158
ESTUDOS DA CAMADA LIMITE NOTURNA NA AMAZÔNIA
Rosa Maria Nascimento dos Santos
Tese de Doutorado do Curso de Pós-Graduação em Meteorologia, orientada pelo Dr.
Gilberto Fernando Fisch, aprovada em 31 de março de 2005.
INPE
São José dos Campos
2007
551.510.4 (811.3)
Santos, R. M. N.
Estudos da camada limite noturna na Amazônia / Rosa
Maria Nascimento dos Santos. - São José dos Campos:
INPE, 2005.
168p. ; (INPE-14477-TDI/1158)
1. Camada limite noturna. 2. Amazônia. 3.
Climatologia. 4. Simulação. 5. Floresta Tropical. I. Título.
A minha mãe, VILMA N. SANTOS e a
minha avó, ELZA NASCIMENTO.
AGRADECIMENTOS
Agradeço a todas pessoas que me ajudaram a vencer mais esta etapa da vida. À minha mãe, Vilma, por sempre acreditar na importância do estudo. As Amigas Solange Souza, Alexandra Lima, Sylvia Elaine Farias, Rita da Silva e Cíntia Vasconcelos, pela amizade e companheirismo demonstrados. Ao meu orientador Prof. Dr. Gilberto Fernando Fisch pelo conhecimento passado, e pela orientação e apoio na realização deste trabalho. Ao Prof. Dr. Albertus J. (Han) Dolman e ao Dr Maarten Waterloo, da Vrije Universiteit (VU) Amsterdam, pelo apoio e orientação durante o tempo em estive naquela instituição. A todo o Grupo de pesquisadores do Departamento de Ciências Geo-Ambientais da VU, por me receberem tão bem. Aos Amigos Alessandro Araújo, Celso von Randow, Jaqueline Araújo, Glenda e Dedé (Ana Luíza), e Cojona Waterloo, pelo companheirismo e carinho com que me acolheram. Aos meus amigos e companheiros de doutorado Francis Wagner e José Augusto, por partilharem as horas boas e os momentos de sufoco ao longo do curso. Ao Dr. Michael Ek, por me ajudar com o modelo numérico, fornecendo a versão que utilizei no trabalho. À Coordenação de Aperfeiçoamento de Pessoal de Nível Superior - CAPES, pelos 4 anos de bolsa e auxilio financeiro, no Brasil e no tempo que passei na Holanda, e pelas viagens a congressos nacionais. Ao Instituto Nacional de Pesquisas Espaciais - INPE pela oportunidade de estudos e utilização de suas instalações. Aos professores do DMA/CPTEC/ INPE pelo conhecimento compartilhado. A todos que me ajudaram, direta ou indiretamente, nesta empreitada, muito obrigada.
RESUMO
Este trabalho tem por objetivo estudar a estrutura e dinâmica da Camada Limite Noturna na Amazônia, sobre áreas de floresta tropical e áreas desmatadas (pastagem), determinando suas características durante as épocas seca e chuvosa na região, e os principais mecanismos que controlam seu desenvolvimento. Para tanto, foram utilizados 2 conjuntos de dados – para as estações seca e úmida – coletados em 3 sítios experimentais (RM, Floresta e FNS) localizados no Estado de Rondônia. O estudo foi desenvolvido em duas partes: uma observacional, que descreve a estrutura e a evolução da CLN, observadas em Rondônia durante os dois períodos em que os dados foram coletados; e a outra de modelagem, na qual as características da CLN são simuladas por um modelo numérico, para tentar entender os processos e mecanismos que controlam seu desenvolvimento. As análises dos resultados apontaram que a estrutura da CLN foi melhor caracterizada durante a estação seca, quando os efeitos locais predominam e que durante a estação úmida torna-se mais difícil caracterizar e identificar padrões de comportamento na CLN, devido à interação que muitas vezes ocorre entre os fenômenos atmosféricos de escala local os de grande e meso-escala (cuja atuação é mais intensa na região, durante a época úmida). E que em geral a área de transição floresta-pastagem (RM) apresentou padrões de desenvolvimento similares aos da floresta até o horário de 06 hl e, durante os horários de transição (final da tarde e início da manhã – entre 06 e 07 hl), esses padrões foram mais próximos daqueles encontrados na FNS. Também foi mostrado, a partir das análises da parte de modelagem, que de um modo geral, o modelo OSU-CAPS representou de forma razoável a estrutura e o desenvolvimento da CLN, sobre os três sítios utilizados para as simulações; entretanto, não conseguiu descrever muito bem o mecanismo de formação do jato (mecanismo de Blackadar).
STUDIES ABOUT THE NOCTURNAL BOUNDARY LAYER IN AMAZONIA: OBSERVATIONAL AND MODELING PATTERNS
ABSTRACT
The goal of this work is studying the dynamics and structure of the Nocturnal Boundary Layer in Amazônia, over forest and deforested areas (pasture) and determining their characteristics during the dry and wet seasons on that region, as well as its mainly development controlling mechanisms. To this end, have been used 2 data sets – for the dry and wet seasons – collected on 3 field sites (RM, Forest and FNS) located in Rondônia State. This study was carried out in two parts: an observational one, which describes the structure and evolution of NBL as observed in Rondônia during the two data collection periods; and a modeling one, in which the NBL characteristics are simulated by a numerical model trying to understand the controlling mechanism and processes its development. The result analyses pointed out that the NBL structure was better described during dry season when local effect are predominant and that during the wet season it is more difficult identifying behavior patterns in the NBL due to interaction occurring between local-scale atmospheric phenomena and the meso and large-scale one (which acting is more strength during the wet period). Furthermore, in general the transition forest-pasture area (RM) presented development patterns similar to the forest ones till 06 lt and on the transition times (late at afternoon and early morning – between 06 and 07 lt) these patterns were more similar to those found out on FNS. Has been also showed from modeling part analyses that the OSU-CAPS model represented NBL structure reasonable well, over the three simulation used sites, however it did not get to describe the jet origin mechanism (Blackadar’s mechanism).
SUMÁRIO
Pág.
LISTA DE FIGURAS LISTA DE TABELAS LISTA DE SÍMBOLOS LISTA DE SIGLAS E ABREVIATURAS CAPÍTULO 1 - p INTRODUÇÃOp ...................................................................................p23 CAPÍTULO 2 - p ASPECTOS OBSERVACIONAISp ....................................................p29 2.1 - A Camada Limite Noturnav ...........................................................................................v29 2.1.1 - A Camada Limite Amazônica: estudos anterioresv ....................................................v36 2.2 - Sítio Experimentalv........................................................................................................v40 2.3 - Climatologia da Regiãov................................................................................................v42 2.3.1 - Descrição Sinóticav.....................................................................................................v44 2.4 - Dados ...........v................................................................................................................v45 2.4.1 - Sondagens Atmosféricasv ...........................................................................................v47 2.4.2 - Dados de Superfíciev ..................................................................................................v49 2.4.3 - Sistema de Sondagem Rádio Acústico (RASS)v ........................................................v50 2.5 - Características da CLN em Rondôniav ..........................................................................v53 2.5.1 - Estação Seca (RBLE3)v..............................................................................................v54 2.5.2 - Estação Úmida (WetAMC-LBA)v..............................................................................v59 2.6 - Erosão da CLNv .............................................................................................................v62 2.6.1 - Erosão da CLN em Rondôniav ...................................................................................v65 2.7 - Regimes de Turbulência na CLN em Rondônia...........................................................v72 2.8 - Jatos na Camada Limite Noturna (Jatos Noturnos - JNs)v ............................................v80 2.8.1 v- vEstudo vdos vJatos vNoturnos vem vRolim vde vMoura v– vSistema vde vSondagem vRádio-
acústico (RASS)v .......................................................................................................v96 2.9 - Sumário dos resultados........v ........................................................................................v99 CAPÍTULO 3 - p ASPECTOS DE MODELAGEMp.....................................................p101 3.1 - Características do Modelov..........................................................................................v101 3.2 - Características das Simulações...................................................................................v110 3.3 – Resultados das Simulações ...v....................................................................................v115 3.3.1 - Simulações de controle............................................................................................v115 3.3.2 - Experimentos de sensibilidadev................................................................................v135 3.4 - Sumário dos resultadosv ..............................................................................................v147 CAPÍTULO 4 - p CONCLUSÃOp ...................................................................................p151 4.1 - Conclusões ...v .............................................................................................................v151 4.2 – Recomendações para trabalhos futurosv .....................................................................v156
REFERÊNCIAS BIBLIOGRÁFICASp ...........................................................................p157
LISTA DE FIGURAS 2.1 - Esquema da estrutura da CLA sobre o continente ....................................................... 30 2.2 - Perfis esquemáticos (θ – z), através da CLA sobre o continente, sob a influência de:
(a) aquecimento solar, durante o dia; (b) resfriamento radiativo de onda longa, à noite; e (c) através da Camada limite marítima (dia e noite). ...................................... 31
2.3 - Mapa do Estado de Rondônia: área de abrangência do experimento WetAMC-LBA
(em destaque). .............................................................................................................. 41 2.4 - Média mensal da temperatura do ar na região de Ji-Paraná (RO)................................ 42 2.5 - Média mensal da precipitação em Ji-Paraná – RO: Período de 1982-1996. ................ 43 2.6 - Radiossonda, Balão Cativo e Torre Micrometeorológica – Rondônia, 1999. ............. 46 2.7a - Esquema ilustrando o princípio de funcionamento do RASS. ................................... 52 2.7b - Ilustração do sistema RASS. ...................................................................................... 52 2.8 - Perfis de temperatura Potencial (θ), mostrando o esquema de cálculo das
características médias da CLN.................................................................................. 54 2.9 - (a) Taxa média diária de aquecimento/resfriamento da superfície, durante o RBLE3;
(b) Média diária da velocidade do vento à superfície durante o RBLE3..................... 58 2.10 - (a) Taxa média diária de aquecimento/resfriamento da superfície, durante o
WetAMC-LBA; (b) Média diária da velocidade do vento à superfície durante o WetAMC-LBA. ........................................................................................................ 61
2.11 - Esquema dos perfis de temperatura potencial nos horários de 07:00 e 08:00 hl. A
área hachuriada representa o aquecimento da camada entre os horários de 07 e 08 hl........................................................................................................................... 63
2.12 - Noite de 13 a 14/02/99, na FNS: (a) Fluxos de calor sensível (H) e de calor latente
(LE); (b) umidade específica (q); e (c) razão de Bowen (β) ...................................... 69 2.13 - Fluxos de calor sensível (H) e latente (LE) em RM: a) noite de 08 a 09/02/99; b)
noite de 09 a 10/02/99; c) noite de 13 a 14/02/99. .................................................... 70 2.14 - Evolução horária da umidade específica (q), em RM. ............................................... 71
2.15 - Evolução horária da umidade específica (q), na Floresta........................................... 71 2.16 - Variação do fluxo de calor, w’θ’(K.m.s-1) com a estabilidade, z/L (adimensional),
para: (a) Floresta; (b) RM (transição floresta-pastagem) e; (c) FNS(pastagem)....... 74 2.17 - Variação do parâmetro de estabilidade - z/L, e do fluxo de calor - w’θ’ (K.m.s-1),
para as noites: (a) de 11 à 12/02/99, na Floresta; (b) de 12 à 13/02/99, em RM e; (c) de 12 à 13/02/99, na FNS..................................................................................... 75
2.18 - Perfis de temperatura potencial (θ), gradiente do número de Richardson (Ri) e,
componentes zonal (u) e meridional (v) da velocidade do vento, obtidos pelo balão cativo, na noite de 11 à 12/02/99, na Floresta................................................. 77
2.19 - Perfis de temperatura potencial (θ), gradiente do número de Richardson (Ri) e,
componentes zonal (u) e meridional (v) da velocidade do vento, obtidos pelo balão cativo, na noite de 12 à 13/02/99, em RM. ..................................................... 78
2.20 - Perfis de temperatura potencial (θ), gradiente do número de Richardson (Ri) e,
componentes zonal (u) e meridional (v) da velocidade do vento, obtidos pelo balão cativo, na noite de 12 à 13/02/99, na FNS. ..................................................... 79
2.21a - Histogramas dos casos de jatos noturnos observados em Rondônia, durante o
WetAMC-LBA: i) altura do JN (zj); ii) velocidade do vento no JN (Vj). ............... 87 2.21b - Histogramas dos casos de jatos noturnos observados em Rondônia, durante o
RBLE3: i) altura do JN (zj); ii) velocidade do vento no JN (Vj)............................. 88 2.22 - Exemplo da estrutura da CLN sobre a floresta, na presença de JN, durante o
RBLE3. Perfis verticais da Velocidade do vento, Número de Richardson de gradiente (Ri), Temperatura potencial (θ) e umidade específica (q), obtidos por radiossondagem para os dias 19 e 21/08/94 às 00 hl e 06 hl, respectivamente. ....... 91
2.23 - Exemplo da estrutura da CLN sobre a FNS (pastagem) na presença de JN, durante
o RBLE3. Perfis verticais da Velocidade do vento, Número de Richardson de gradiente (Ri), Temperatura potencial (θ) e umidade específica (q), obtidos por radiossondagem para 15/08/94 às 00 hl e 06 hl. ........................................................ 92
2.24 - Exemplo da estrutura da CLN sobre a floresta, na presença de JN, durante o
WetAMC-LBA. Perfis verticais da Velocidade do vento, Número de Richardson de gradiente (Ri), Temperatura potencial (θ) e umidade específica (q), obtidos por radiossondagem para o dia 03/02/99 às 05 hl e 08 hl. .............................................. 93
2.25 - Exemplo da estrutura da CLN sobre a FNS, na presença de JN, durante o
WetAMC-LBA. Perfis verticais da Velocidade do vento, Número de Richardson de gradiente (Ri), Temperatura potencial (θ) e umidade específica (q), obtidos por radiossondagem para os dias 18 e 21/02/99 às 02 hl e 20 hl, respectivamente. 94
2.26 - Exemplo da estrutura da CLN sobre RM, na presença de JN, durante o WetAMC-
LBA. Perfis verticais da Velocidade do vento, Número de Richardson de gradiente (Ri), Temperatura potencial (θ) e umidade específica (q), obtidos por radiossondagem para o dia 07/02/99 às 02 hl e 20 hl. ............................................... 95
2.27 - A) Alturas do eixo do Jato observadas durante os eventos identificados em Rolim
de Moura, a partir dos dados do RASS; B) Velocidades do vento no eixo do Jato observadas durante os eventos identificados em Rolim de Moura, a partir dos dados do RASS.......................................................................................................... 97
2.28 - Histogramas dos casos de jatos noturnos observados a partir do RASS, em Rolim
de Moura: A) altura do JN (zj); B) velocidade do vento no JN (Vj). ........................ 98 3.1 - Esquema do Modelo OSU-CAPS. ............................................................................. 103 3.2 - Representação esquemática do cálculo da altura da cla (h), no modelo osu-caps,
para os casos instável e estável. z é a altura e θ(z) é a temperatura potencial em uma dada altura; θ(z1) é a temperatura potencial no primeiro nível do modelo; θs é a temperatura da superfície estimada a partir do balanço de energia à superfície; θ(h) é a temperatura potencial no topo da cla; e f(ri) se refere a uma função do número de richardson da camada.. ........................................................................... 109
3.3 - Fluxograma do funcionamento do modelo OSU-CAPS.. .......................................... 112 3.4 - Saldo de Radiação (Rn) simulado e observado, para os 3 sítios experimentais, nas
simulações CONTROLE1 e CONTROLE2.. ............................................................ 119 3.5 - Fluxo de calor sensível (H) simulado e observado, para os 3 sítios experimentais,
nas simulações CONTROLE1 e CONTROLE2 ....................................................... 120 3.6 - Fluxo de calor latente (LE) simulado e observado, para os 3 sítios experimentais,
nas simulações CONTROLE1 e CONTROLE2 ....................................................... 121 3.7 - Fluxo de calor no solo (G) simulado e observado, para os 3 sítios experimentais, nas
simulações CONTROLE1 e CONTROLE2 .............................................................. 122
3.8 - Altura da CLN simulada pelo modelo e observada, para os 3 sítios experimentais, nas simulações CONTROLE1 e CONTROLE2 ....................................................... 123
3.9 - Perfis simulados de temperatura potencial (θ), em RM, na Floresta e FNS –
CONTROLE1 .......................................................................................................... 129 3.10 - Perfis simulados de temperatura potencial (θ), em RM, na Floresta e FNS –
CONTROLE2......................................................................................................... 130 3.11 - Perfis simulados de umidade específica (q), em RM, na Floresta e FNS –
CONTROLE1........................................................................................................ 131 3.12 - Perfis simulados de umidade específica (q), em RM, na Floresta e FNS –
CONTROLE2........................................................................................................ 132 3.13 - Perfis de temperatura potencial (θ) observados para as noites de 12-13/02/99, 11-
12/02/99 e 08-09/02/99, sobre RM, Floresta, e FNS, respectivamente................... 133 3.14 - . Perfis de umidade específica (q) observados para as noites de 12-13/02/99, 11-
12/02/99 e 08-09/02/99, sobre RM, Floresta, e FNS, respectivamente ................ 134 3.15 - Altura da CLN (hi) simulada pelo modelo, durante os experimentos EXP1, EXP2 e
EXP4: (A) em RM; (B) na Floresta e; (C) na FNS .................................................. 136 3.16 - Profundidade da CLN (hi) estimada pelo modelo, durante a simulação EXP3, para
os 3 sítios estudados. ................................................................................................ 137 3.17 - Perfis horários de temperatura potencial (θ), obtidos pelas simulações EXP1,
EXP2, EXP3 e EXP4, para RM. ............................................................................ 140 3.18 - Perfis horários de temperatura potencial (θ), obtidos pelas simulações EXP1,
EXP2, EXP3 e EXP4, para a Floresta. ................................................................... 142 3.19 - Perfis horários de temperatura potencial (θ), obtidos pelas simulações EXP1,
EXP2, EXP3 e EXP4, para a FNS. ........................................................................ 144 3.20 - Perfis de vento estimados a partir da simulação EXP4 para RM, Floresta e FNS... 146
LISTA DE TABELAS
2.1 - Coordenadas dos sítios de medida. .............................................................................. 41
2.2 - Valores médios horários das características da CLN, na floresta e na pastagem
(FNS), durante a época seca (RBLE3). ...................................................................... 55
2.3 - Valores médios horários das características da CLN, na floresta, em RM (transição)
e na FNS (pastagem), durante a época chuvosa (WetAMC-LBA).............................. 60
2.4 - Fluxos de calor sensível – H (floresta, FNS); fluxo de calor na biomassa – B
(floresta); fluxo total de calor integrado para o período da erosão da CLN –
S)θ'w'( ; e aquecimento da camada – i∆zh
0i t
θ∑= ∂
∂. RBLE3 (Estação seca).. ................... 66
2.5 - Fluxos de calor sensível – H (floresta, FNS); fluxo de calor na biomassa – B
(floresta); fluxo total de calor integrado para o período da erosão da CLN –
S)θ'w'( ; e aquecimento da camada – i∆zh
0i t
θ∑= ∂
∂. WetAMC-LBA (Estação úmida).. ... 67
2.6 - Número de casos de jatos observados durante os experimentos RBLE3 (estação
seca) e o WetAMC-LBA (estação úmida). ................................................................ 82
2.7a - Altura e Velocidade dos JNs observados durante o RBLE3 (estação seca), sobre a
Floresta.. .................................................................................................................... 83
2.7b - Altura e Velocidade dos JNs observados durante o RBLE3 (estação seca), sobre a
FNS.. .......................................................................................................................... 84
2.7c - Altura e Velocidade dos JNs observados durante o WetAMC-LBA (estação
úmida), sobre a Floresta............................................................................................ 84
2.7d - Altura e Velocidade dos JNs observados durante o WetAMC-LBA (estação
úmida), sobre a FNS................................................................................................. 85
2.7e - Altura e Velocidade dos JNs observados durante o WetAMC-LBA (estação
úmida), sobre a RM.. ................................................................................................ 86
3.1 - Parâmetros iniciais do modelo para a Floresta, FNS e RM.. ..................................... 110
3.2 - CONTROLE1 – Valores simulados: altura da CLN (hi), em m; fluxos de calor
sensível, latente e no solo (H, LE e G, respectivamente), em W.m-2; e Saldo de
radiação (Rn), em W.m-2.. ........................................................................................ 124
3.3 - CONTROLE2 – Valores simulados: altura da CLN (hi), em m; fluxos de calor
sensível, latente e no solo (H, LE e G, respectivamente), em W.m-2; e Saldo de
radiação (Rn), em W.m-2.. ........................................................................................ 125
3.4 - CONTROLE1 – Valores simulados: velocidade de fricção (u*), em m.s-1; vento à
2 m (em m.s-1); comprimento de Monin-Obukhov (L), em m; parâmetro de
estabilidade de Monin-Obukhov (z/L); e temperatura do ar (Tar), em °C.. ............... 126
3.5 - CONTROLE2 – Valores simulados: velocidade de fricção (u*), em m.s-1; vento à
2 m (em m.s-1); comprimento de Monin-Obukhov (L), em m; parâmetro de
estabilidade de Monin-Obukhov (z/L); temperatura do ar (Tar), em °C.................... 127
LISTA DE SÍMBOLOS
LATINOS
hi - Altura (ou profundidade) da Camada Limite
zj - Altura d eixo do jato
v - componente meridional do vento
w - componente vertical da velocidade do vento
u - componente zonal do vento
Z0 - Comprimento de rugosidade aerodinâmico
Z0H - Comprimento de rugosidade para o calor
k - Constante de von Karman
B - Energia Armazenada pela Biomassa
LE - Fluxo de calor latente
G - Fluxo de calor no solo
Η - Fluxo de calor sensível
Ι - Intensidade da inversão térmica
RiCR - Número de Richardson Crítico
Ri - Número de Richardson de Gradiente
z/L - Parâmetro de estabilidade de Monin-Obukhov
Rn - Saldo de radiação (radiação líquida)
Tref - Temperatura de referência
Tar - Temperatura do ar
TSOLO2 - Temperatura do solo à 1 m
TSOLO1 - Temperatura do solo à 5 cm
q - umidade específica
<q> - Umidade específica média
u* - Velocidade de fricção
Vj - Velocidade do vento no eixo do jato
GREGOS
∆θ - Descontinuidade térmica da camada
β - Razão de Bowen
θ - Temperatura potencial
LISTA DE SIGLAS E ABREVIATURAS
ABLE - Anglo-Brazilian Amazonian Climate Observations Study
ABRACOS - Anglo-Brazilian Amazonian Climate Observations Study
ADAS - Atmospheric Data Acquisition System
ARME - Amazon Region Micrometeorological Experiment
CCM - Complexo Convectivo de Mesoescala
CI - Camada De Inversão
CLA - Camada Limite Atmosférica
CLC - Camada Limite Convectiva
CLN - Camada Limite Noturna
CR - Camada Residual
CS - Camada Limite Superficial
EMA - Estação Meteorológica Automática
FNS - Fazenda Nossa Senhora Aparecida
hl - Hora Local
IBAMA - Instituto Brasileiro do Meio Ambiente
JN - Jato Noturno
LBA - Large Scale Biosphere-Atmosphere Experiment in Amazônia
MCG - Modelos de Circulação Global
OSU-CAPS - Oregon State University – Coupled Boundary Layer-Plant-Soil
Model
PNT - Previsão Numérica de Tempo
RASS - Sistema de Sondagem Rádio Acústico
RBLE - Rondônia Boundary Layer Experiment
Rebio Jaru - Reserva Biológica do Rio Jaru
RM - Rolim de Moura
RME - Regime Muito Estável
RPE - Regime Pouco Estável
RT - Regime de Transição
UNIR - Universidade Federal de Rondônia
WetAMC-
LBA
- Campanha de Mesoescala Atmosférica da Estação Úmida do
experimento LBA
ZCAS - Zona de Convergência do Atlântico Sul
23
CAPÍTULO I
INTRODUÇÃO
A floresta tropical é, sem dúvida, um dos mais importantes ecossistemas do planeta. A
Amazônia, uma região com cerca de 7 milhões de km2, contém aproximadamente a
metade de toda a área coberta por florestas tropicais no mundo e ainda uma grande área
de cerrado tropical. Essa vasta extensão territorial, aliada à alta biodiversidade, implica
em complexos ciclos ecológicos, biogeoquímicos e hidrológicos, que interagem de
maneira contínua e em diferentes escalas, entre si e com a atmosfera. Tais interações, e
a sua posição no Trópico Úmido, conferem à região Amazônica um potencial
considerável para afetar os balanços globais de energia, de água e de carbono, podendo
ter impactos ambientais e climáticos importantes, em escala local, regional e global.
Apesar disso, é recente e relativamente pequeno o conhecimento à cerca do
funcionamento climatológico da Amazônia e suas interações com o sistema biogeofísico
global da Terra, bem como sobre o impacto das mudanças de usos da terra nesse
funcionamento. Neste sentido, diversos experimentos de campo – tais como, o “Amazon
Region Micrometeorological Experiment” (ARME), “Amazon Boundary Layer
Experiment” (ABLE), “Anglo-Brazilian Amazonian Climate Observations Study”
(ABRACOS), “Rondônia Boundary Layer Experiment” (RBLE) e, mais recentemente,
o “Large Scale Biosphere-Atmosphere Experiment in Amazônia” (LBA) – vêm sendo
realizados, nas últimas décadas, a fim de aumentar o conhecimento dos processos
físicos e biogeoquímicos na interface floresta-atmosfera.
Esses experimentos geraram vários conjuntos de dados, que constituem uma ferramenta
fundamental para elucidar questões importantes, do ponto de vista meteorológico, ainda
24
não totalmente respondidas, tais como: “quais os papéis da superfície e da atmosfera no
controle dos fluxos de energia e água, na Amazônia, e suas variações no espaço e no
tempo (sazonal e interanualmente)?”; “de que modo mudanças causadas devido à
ocupação humana na Amazônia afetam as variações dos balanços regionais de energia e
de água e, até que ponto tais variações poderiam influenciar o clima em escala global?”.
A resposta a estas e outras questões está diretamente associada ao comportamento da
estrutura da Camada Limite Atmosférica, das circulações atmosféricas e mecanismos de
formação de nuvens, e à maneira como eles se combinam para produzir diferentes
climas sobre áreas desmatadas e de floresta.
A Camada Limite Atmosférica (CLA) é a porção mais baixa da atmosfera caracterizada
por fluxos verticais de momento, calor e vapor d’água, resultantes da interação com a
superfície (Carson, 1987). A superfície terrestre e a atmosfera (principalmente a baixa
troposfera) constituem um sistema fortemente acoplado, no qual os fluxos de superfície,
ao mesmo tempo em que controlam a entrada de água e energia na atmosfera, também
dependem das propriedades dinâmicas e termodinâmicas da CLA.
A inclusão da CLA em Modelos de Circulação Global (MCGs), bem como em modelos
de mesoescala era, geralmente, realizada de duas formas: a primeira, colocando-se um
número n de camadas, próximas à superfície para solucionar explicitamente a estrutura
vertical (“multi layer scheme”) – é mais realista, entretanto, muito mais dispendiosa do
ponto de vista computacional, além de determinar a altura da CLA através de relações
diagnósticas; e a segunda, considerando a CLA como uma única camada (“bulk layer
scheme”) e parametrizando os fluxos através das relações entre ela e a superfície – é
mais simples e computacionalmente eficiente.
Diversos estudos com MCGs indicaram que mudanças de grande escala da cobertura
vegetal na Amazônia podem afetar, sensivelmente, o clima da região (ver Nobre at al.,
1991; Manzi e Planton, 1996; Hahmann e Dickinson, 1997; e Costa e Foley, 2000).
Além disso, estudos de sensibilidade com alguns desses modelos mostraram que
25
descrições realísticas da superfície são cruciais para os resultados obtidos (Hahmann e
Dickinson, 1997).
Sob quaisquer perspectivas, climática ou tempo local, os mais importantes processos da
CLA que necessitam ser parametrizados em modelos numéricos da atmosfera são: a
mistura vertical e a formação, manutenção e dissipação de nuvens (convecção úmida).
Dentre as propriedades da interface superfície-atmosfera, potencialmente críticas para
simulações numéricas climáticas mais precisas, podemos incluir o albedo, a rugosidade,
o conteúdo de água no solo e, a cobertura vegetal (Garratt, 1992).
Observa-se, entretanto, com relação a tais parametrizações, que a maior parte dos
MCGs não faz o prognóstico da espessura da camada, apresentando de 1 a 4 níveis
abaixo de 1-2 km, o que dificulta o desenvolvimento de convecção úmida e de uma
representação correta da camada limite, principalmente, durante a noite (Garratt, 1993).
Dada a complexidade e o pouco conhecimento dos parâmetros que descrevem sua
estrutura, sobretudo em regiões como a Amazônia – onde biosfera e atmosfera
interagem de forma tão intensa e complexa – um grande número de questões à cerca do
desenvolvimento da Camada Limite Noturna (CLN) ainda permanece sem resposta e,
por conseqüência, a CLN é pouco explorada no desenvolvimento da modelagem de
meso e de grande escala (Nappo e Johansson, 1998). Há, portanto, a necessidade de
solucionar problemas encontrados por modelos numéricos que tentam capturar
fenômenos atmosféricos que ocorrem sob uma escala de dezenas de metros à algumas
centenas de quilômetros, durante as condições estavelmente estratificadas noturnas
(McNider et al., 1995; Poulos e Bossert, 1995; Poulos et al., 2002).
A maioria dos modelos numéricos sob estas escalas depende de parametrizações
baseadas na teoria da similaridade de Monin-Obukhov (M-O). Entretanto, conforme
discutido por Mahrt (1998 e 1999), os fluxos de superfície sob condições de atmosfera
estavelmente estratificada não são adequadamente descritos pela teoria de M-O, cuja a
aplicabilidade é mais apropriada para camadas limites fracamente estáveis, neutras e
26
convectivas (Derbyshire, 1995; Hill, 1997). Ainda assim, essa teoria é bastante utilizada
em modernos modelos numéricos de previsão de tempo.
No intuito de contribuir para aumentar o conhecimento da CLN na região amazônica,
propõe-se este trabalho, que tem por objetivo principal estudar a estrutura e a dinâmica
da Camada Limite Noturna Amazônica, na região de Rondônia, sobre áreas de floresta
tropical e áreas desmatadas (pastagem), determinando suas características
observacionais durante as épocas seca e chuvosa na região, bem como, através da
utilização de modelagem numérica, investigar os principais mecanismos que controlam
seu desenvolvimento (turbulência, resfriamento radiativo da superfície, jatos nos baixos
níveis, entre outros) e o impacto de diferentes condições iniciais ou de contorno e outras
forçantes (como por exemplo, topografia, descontinuidade da superfície e umidade do
solo) sobre a dinâmica e destruição da CLN.
Para alcançar este objetivo a pesquisa foi conduzida seguindo as etapas: (a) investigar a
evolução temporal da CLN na região amazônica e sua resposta à mudança da superfície
(floresta x pastagem), durante as épocas seca e chuvosa; (b) realizar um estudo sobre a
turbulência, classificando regimes de estabilidade dentro da CLN; (c) analisar o
particionamento da energia, e como este influencia o crescimento e a destruição da
CLN, sobre áreas de floresta e áreas desmatadas; e (d) verificar a ocorrência dos jatos de
baixos níveis na camada limite noturna e sua influência sobre a dinâmica e a estrutura
da mesma.
Para tanto, foram utilizados dados da campanha intensiva do experimento LBA,
coletados entre janeiro e fevereiro de 1999, e dados da 3a missão do experimento RBLE
– RBLE3, coletados em agosto de 1994. Estes dois conjuntos de dados caracterizam o
comportamento da CLN durante os períodos chuvoso (dados do experimento LBA) e
seco (RBLE).
Portanto, o trabalho é composto por duas partes – uma observacional e outra de
modelagem – desenvolvidas nos capítulos que se seguem, os quais estão estruturados da
27
seguinte forma: o Capítulo II – ASPECTOS OBSERVACIONAIS – descreve a
estrutura e a evolução da CLN, observadas em Rondônia durante os dois períodos em
que os dados foram coletados; o Capítulo III – ASPECTOS DE MODELAGEM –
aborda as características da CLN, simuladas por um modelo numérico, para tentar
entender os processos e mecanismos que controlam seu desenvolvimento; ao final de
cada um desses capítulos, apresenta-se um sumário resumindo os principais resultados
encontrados; enquanto no Capítulo IV – CONCLUSÃO – sumariza-se os principais
resultados obtidos nos dois capítulos anteriores, bem como são apresentadas algumas
sugestões para estudos posteriores.
28
29
CAPÍTULO II
ASPECTOS OBSERVACIONAIS
Neste Capítulo serão abordados os aspectos observacionais do desenvolvimento da
Camada Limite Noturna, durante as estações seca e úmida, em Rondônia.
2.1. A Camada Limite Noturna
A estrutura da Camada Limite Atmosférica (CLA) sobre o continente é, geralmente,
bem definida, em regiões de alta pressão e acompanha o ciclo diurno de energia (ver
Figuras 2.1 e 2.2). É formada, basicamente, por três componentes principais: a camada
de mistura ou camada limite convectiva (CLC), a camada residual (CR) e a camada
limite estável ou noturna (CLN). Existe ainda uma camada próximo à superfície – ou
camada limite superficial (CLS), que ocorre em todas as fases de evolução da CLA,
onde a variação dos fluxos e do cisalhamento do vento é menor que 10% da magnitude
total. A CLC ocorre durante o dia, quando o forte aquecimento da superfície produz
instabilidade térmica ou convecção, na forma de termas e plumas que provocam
movimento ascendente, e a geração de movimento descendente ocorre devido ao
resfriamento radiativo no topo das nuvens, podendo atingir extensão vertical de 1-2 km.
Já a CR ocorre durante a noite e sua extensão não é bem definida. Na presença de
nuvens a CLA pode ser também subdividida em uma camada de nuvens e uma camada
de subnuvens (Stull, 1988).
A camada limite estável ou noturna (CLN) ocorre comumente durante a noite, em
resposta ao resfriamento da superfície devido à emissão de radiação de onda longa para
o espaço, sendo caracterizada pela presença de uma camada de inversão térmica
30
próxima à superfície. A escala de tempo dos processos que ocorrem nesta camada é da
ordem de algumas horas, possuindo extensão vertical máxima em torno de 500 m (Stull,
1988; Holtslag e Duynkerke, 1998). É, geralmente, definida como uma camada de
turbulência intermitente, acima da qual o cisalhamento do vento e o fluxo de calor são
pequenos, sendo o gradiente do número de Richardson subcrítico – entre 0 e 0,25,
aproximadamente (Garrat, 1992).
FIGURA 2.1 - Esquema da estrutura da CLA sobre o continente.
FONTE: Adaptada de http://lidar.ssec.wisc.edu/papers/akp_t
hes/node6.htm.
31
FIGURA 2.2 - Perfis esquemáticos (θ – z), através da CLA sobre o continente, sob a
influência de: (a) aquecimento solar, durante o dia; (b) resfriamento
radiativo de onda longa, à noite; e (c) através da Camada limite
marítima (dia e noite).
FONTE: Adaptada de http://www.lec.leeds.ac.uk/envi1250/lectures/lect
10.html
A CLN sobre o continente é difícil de ser estudada, devido à dificuldade encontrada
para descrever e modelar os parâmetros que definem sua estrutura. Isso ocorre por
diversas razões: primeiramente porque o empuxo negativo age para suprimir a
turbulência, diminuindo sua profundidade. Além disso, movimentos atmosféricos (tais
como ondas de gravidade) podem coexistir com a turbulência, complicando ainda mais
sua estrutura. E, por último, pelo papel preponderante dos efeitos radiativos (emissão de
32
ondas longas) no desenvolvimento da camada de inversão, que pode existir em
condições de calmaria e, portanto, na ausência de turbulência.
A CLN começa a se formar no final da tarde, depois que o sol se põe, quando a mistura
convectiva começa a entrar em colapso – pois a superfície torna-se mais fria que o ar
adjacente, devido à perda de calor para a atmosfera, provocando condições de
estabilidade atmosférica – e estende-se até algumas poucas horas depois do nascer do
sol, quando ocorre a erosão da CLN.
Após o pôr do sol, quando a temperatura da superfície começa a se resfriar, inicia-se a
formação de uma camada superficial de inversão de altura hi; à medida que esse
decréscimo na temperatura vai se acentuando, devido ao resfriamento radiativo na
superfície, ocorre também um decréscimo da temperatura da camada acima desta, por
causa do aumento do fluxo turbulento de calor descendente e da emissão de radiação de
onda longa. Conseqüentemente, a altura – hi, da inversão noturna continua a crescer, até
que a temperatura da superfície atinja um valor mínimo, pouco antes do nascer do sol
(Yamada, 1979).
Depois que o sol nasce, a temperatura da superfície volta a aumentar e há a formação de
uma camada rasa de mistura convectiva, de altura hc, inicialmente sobreposta pela
inversão noturna, mas como a temperatura da superfície continua a crescer, essa
inversão tende a desaparecer completamente poucas horas mais tarde, geralmente no
meio do período matutino.
Uma característica marcante da CLN é a natureza complexa de sua turbulência. O
balanço entre a turbulência gerada mecanicamente – devido ao cisalhamento do vento –
e sua dissipação, varia muito de caso a caso, criando diversas subcamadas que vão
desde camadas bem misturadas à não turbulentas. Por isso, a turbulência na CLN pode
ser esporádica e intermitente, muitas vezes permitindo o desacoplamento das
subcamadas superiores, das forçantes da superfície.
33
Sun et al. (2004) mostraram que instabilidades térmicas e mecânicas, causadas pela
propagação horizontal e vertical de ondas solitárias e de gravidade, funcionam como um
mecanismo que inicia eventos de mistura turbulenta – turbulência intermitente – dentro
da CLN. Além disso, episódios de turbulência intermitente também estão associados à
mudanças na pressão atmosférica e na direção do vento próximo à superfície.
Como conseqüência dessa complexidade, a CLN tanto pode ser definida em termos da
profundidade da turbulência, como em termos da camada de inversão (determinada a
partir do perfil de temperatura potencial – θ). Sua altura, hi, é melhor identificada sob
condições de céu claro, ventos moderados a fortes, sobre terrenos horizontalmente
homogêneos. Entretanto, sua estrutura vertical é bastante sensível à inclinação do
terreno e fortemente associada aos escoamentos catabáticos e de drenagem; sendo
também comum, simultaneamente à formação da camada de inversão (CI), o
desenvolvimento de um jato de baixos níveis (abaixo de 1 km de altura), chamado de
jato noturno (JN).
Alguns estudos classificam a CLN em duas categorias, de acordo com a estratificação
da turbulência: camada limite muito estável e camada limite fracamente estável (Malhi,
1995; Oyha, et al., 1997; Mahrt, 1998). Por outro lado, outros estudos identificam
características especiais em regimes muito estáveis ou intermitentes (Holtslag e
Nieuwstadt, 1986; Smedman, 1988; Derbyshire, 1990).
Sob condições de estabilidade fraca, a turbulência costuma ser mais ou menos contínua
e mais profunda e a CLN possui um topo bem definido, como determinaram diversos
estudos observacionais e de laboratório (Lenschow et al., 1988; Van Ulden e Wieringa,
1996; Ohya et al., 1997) e de modelagem (Derbyshire, 1990; Zilitinkevich e Mironov,
1996). Já no caso de forte estabilidade, a turbulência é fraca e/ou intermitente, mesmo
próximo à superfície, sendo estratificada em camadas e podendo, algumas vezes, ser
mais forte no topo da inversão de superfície (Mahrt, 1985; Ohya et al., 1997), onde é
por vezes gerada pelo cisalhamento mecânico abaixo do pico de vento (Smedman,
1988). Alguns estudos também caracterizam a intermitência dentro de camadas
34
fortemente estáveis em termos da relação entre o fluxo total do período amostrado e a
ocorrência de maior atividade turbulenta dentro desse período (Howell e Sun, 1999;
Coulter e Doran, 2002; Doran, 2004).
A estrutura vertical clássica da CLN pode ser descrita, com base nos conceitos
desenvolvidos por Nieuwstadt (1984) e Holtslag e Nieuwstadt (1986) que idealizaram 5
camadas, como definidas a seguir:
1) A camada de rugosidade, na qual o fluxo médio temporal varia espacialmente na
escala dos elementos de rugosidade, não sendo possível obter uma relação
universal para os gradientes de fluxo.
2) A camada superficial, em que o valor numérico do fluxo está próximo ao da
superfície e a relação do gradiente de fluxo depende somente do comprimento de
Monin-Obukhov – z/L.
3) Na camada acima da camada superficial, onde a aproximação de que os fluxos
são independentes da altura não é mais válida; entretanto, redefinindo-se o
comprimento de Obukhov em termos dos fluxos locais, a teoria da similaridade
pode ser restaurada na forma de um escalonamento local, no qual z/L é
substituído por z/Λ (Λ é o comprimento de Obukhov baseado nos fluxos locais,
à altura z).
4) Estratificação “z-less” (z-menos), em que vários parâmetros ou variáveis
tornam-se independentes de z/Λ e ocorre quando z/Λ torna-se suficientemente
grande (Nieuwstadt, 1984; Dias et al., 1995).
5) A camada próxima ao topo da CLN (quando este está bem definido); a distância
desta camada até o topo pode se tornar um comprimento de escala importante,
caso (h–z)/Λ se torne um parâmetro de estabilidade relevante (Holtslag e
Nieuwstadt, 1986).
35
Espera-se também que, à medida que a CLN se torne mais estável, a espessura dessas
camadas também diminua.
Mahrt et al. (1998) sugeriram três diferentes regimes para a CLN: i) regime de
estabilidade fraca – normalmente acontece na presença de ventos significantes e/ou
cobertura de nuvens, com o conseqüente resfriamento da superfície ocorrendo
lentamente; ii) regime intermediário, ou de transição – no qual muitas das variáveis
mudam rapidamente com o aumento da estabilidade; iii) e o regime muito estável –
caracterizada por ventos fracos e céu claro, correspondendo a um forte resfriamento
radiativo na superfície.
No regime de estabilidade fraca, o fluxo de calor aumenta com o aumento da
estabilidade, devido ao aumento na magnitude das flutuações de temperatura; existindo
uma camada superficial, a teoria da similaridade de Monin-Obukhov funciona bem
nesse regime e pode ser aplicada. Durante o regime de transição, o fluxo de calor
diminui com o aumento da estabilidade, pois o aumento da estratificação restringe as
flutuações da velocidade vertical; a intensidade da turbulência, coeficientes de
transferência e difusividades turbulentas decrescem rapidamente com o aumento da
estabilidade, e o escalonamento local parece se adequar melhor para este regime que a
teoria tradicional de Monin-Obukhov. No caso do regime muito estável, a teoria da
similaridade não descreve adequadamente a estrutura da turbulência, em parte devido à
grande aleatoriedade do erro nas estimativas de fluxos e também à contribuição de
movimentos não turbulentos (Mahrt et al., 1998; Mahrt, 1999).
Considerando toda essa complexidade, diversos estudos experimentais e teóricos têm
apontado a existência de estruturas organizadas na CLN, mais especificamente na CLS
noturna, cujo papel importante sobre os fluxos e transporte de espécies escalares dentro
do dossel vegetal e entre o dossel e a atmosfera é cada vez mais demonstrado (Finnigan,
2000 e Cava et al., 2004).
36
2.1.1. A Camada Limite Amazônica: Estudos Anteriores
A preocupação crescente em se estudar as características da CLA e, mais especialmente,
da CLN e seus fenômenos peculiares e, comprovadamente, essenciais para as
complexas interações que ocorrem entre a superfície e a atmosfera, tem levado a
comunidade científica a coletar informações, na sua maioria por meio de experimentos
de campo, em várias partes do planeta e sob as mais diversas condições ambientais.
Dentro desse contexto, o estudo da estrutura da CLA sobre regiões tropicais –
responsáveis pela geração e distribuição de calor, umidade e energia pelo planeta –
torna-se cada vez mais necessário. Sobretudo em extensas áreas vegetadas que possuem
grande biodiversidade, como é o caso das florestas tropicais, em especial, da Amazônia.
No entanto, a despeito de sua importância, o conhecimento da Camada Limite
Amazônica ainda é limitado, restringindo-se a alguns estudos realizados a partir de
experimentos de campo, tais como o ABLE, ABRACOS, RBLE e, mais recentemente, o
LBA.
Martin et al. (1988) apresentaram o primeiro conjunto compreensivo de dados da
camada limite coletado sobre a floresta amazônica, durante o ABLE 2A (estação seca de
1985). Verificou-se neste trabalho que a altura máxima da CLC é de, aproximadamente,
1200 m em condição de céu claro e o fluxo de entranhamento desempenha papel
preponderante, tanto para o crescimento da CLC, quanto para o “secamento” da camada
limite como um todo. O ciclo diurno da umidade específica apresentou um máximo no
início da manhã, seguido de um decréscimo. Os autores concluíram que esta
característica pode estar associada ao decréscimo do “salto” da temperatura na base da
inversão, permitindo que o ar seco e quente seja misturado pelo fluxo de entranhamento.
Há também o papel importante da heterogeneidade da superfície na caracterização da
camada limite, visto que a região amazônica vem sendo submetida a um processo
intenso de desflorestamento, e substituição de grandes áreas de floresta por pastagem. O
impacto deste desflorestamento e suas conseqüências sobre a dinâmica da camada
37
limite, entretanto, ainda não é bem compreendido e tem sido alvo de muitos estudos nos
últimos anos, sendo um dos principais objetivos do projeto LBA
(www.lba.cptec.inpe.br).
Analisando as características de perfis verticais de temperatura potencial e umidade,
sobre áreas de floresta e pastagem na região amazônica, coletados durante as campanhas
da estação seca do RBLE 2 e 3, realizados em 1993 e 1994 respectivamente, Fisch
(1996) observou que a altura da CLC sobre a pastagem é maior (cerca de 600 m) do que
sobre a floresta e existe forte turbulência mecânica devido à circulação térmica gerada
pela justaposição de fragmentos de florestas dentro de grandes áreas desmatadas – Brisa
de floresta.
Estudos numéricos utilizando o Regional Atmospheric Modeling System (Pielke et al.,
1992) demonstraram que a circulação térmica gerada pela descontinuidade da cobertura
da superfície (pastagem seca e quente e floresta úmida e fria), principalmente durante a
estação seca, pode contribuir para o desenvolvimento de circulações de mesoescala na
interface floresta-pastagem – nas sub-escalas meso-α (Silva Dias e Regnier, 1996) e
meso-γ (Fisch, 1996).
Greco et al. (1992) observaram a ocorrência de um máximo de ventos nos baixos níveis
(jato noturno), entre 500 e 1000m, e com valores de até 15 m.s-1, tanto na época seca
(ABLE 2A) como na época chuvosa (ABLE 2B). Esse máximo, segundo os autores,
estaria associado ao resfriamento radiativo noturno; no entanto, necessita da influência
da circulação fluvial para se formar. Esta circulação é formada pelo contraste térmico
entre o Rio Negro-Solimões e o continente (floresta). Oliveira e Fitzjarrald (1993)
explicaram essa circulação através de estimativas dos gradientes horizontais de pressão
e temperatura entre um ponto situado próximo ao rio e outro a 65 km de distância. E
comprovaram a existência desta circulação térmica nos baixos níveis, no sentido
floresta-rio, durante a noite e início da manhã, e rio-floresta durante à tarde e início da
noite.
38
Fu et al. (1999), utilizando dados micrometeorológicos, de satélite, e de
radiossondagens da região amazônica, mostraram que a convergência úmida na CLA é
de fundamental importância para desencadear a convecção, e o início da estação de
chuvosa sobre a Amazônia.
A partir do comportamento do perfil de vento e da turbulência atmosférica, Oliveira e
Fisch (2000) analisaram a estrutura e evolução da CLA em áreas de floresta e pastagem,
durante as estações seca e chuvosa. Os autores verificaram que os ventos foram, em
média, mais intensos (cerca de 2 m.s-1) na floresta que na pastagem e que, durante a
época chuvosa, a precipitação é um fator importante na determinação do
comportamento do vento. Além disso, a turbulência se estabelece mais cedo na
pastagem (10 hl na época seca e 8 hl, na chuvosa) do que na floresta (11:30 hl no
período seco e 09 hl, no chuvoso), propagando-se verticalmente até 1400 m e 900 m, na
pastagem e na floresta, respectivamente. No período seco, devido a maior perda
radiativa a quebra ocorre da inversão noturna ocorre mais tarde se comparado ao
período chuvoso.
Estudando as implicações da substituição da floresta Amazônica por pastagem em
relação aos processos termodinâmicos na CLA, através da comparação dos dados das
campanhas de campo do RBLE – RBLE3 (em julho/93 e agosto/94, respectivamente) –
em Rondônia, Souza e Lyra (2001) verificaram que, durante o dia na pastagem a CLA
esteve 2,7 K mais aquecida e 3,0 g.kg-1 mais seca, e sua espessura chegou a ser 1000 m
superior a da floresta. Já a taxa de crescimento foi de 6,1 cm.s-1 na floresta e 8,4 cm.s-1
na pastagem. E durante a noite a CLA na pastagem foi mais estável e, cerca de 30%
menos espessa que na floresta.
Fisch et al. (2004) compararam os dados da campanha do LBA durante a estação úmida
(janeiro-fevereiro/99) com os dados da estação seca (do projeto ABRACOS/RBLE) e
concluiram que o desenvolvimento da CLC apresenta características diferentes, para
diferentes condições de umidade da superfície, crescendo até, aproximadamente, 1000
m na floresta (independentemente da estação – seca ou úmida), enquanto que na
39
pastagem há uma forte variação sazonal – com alturas em torno de 1650 m, durante a
estação seca, e próximas de 1000 m, na estação úmida. Nessas situações, o
particionamento de energia e os fluxos turbulentos são determinados pelas condições
hídricas do solo e tal característica influencia fortemente o regime de formação de
nuvens e o balanço de energia.
Os autores também concluíram, a partir de evidências encontradas em estudos prévios,
que durante a estação seca a descontinuidade da superfície (floresta vs pastagem),
exerce forte influência sobre a formação e estrutura da CLC, e sob tais condições, a
situação sinótica é muito fraca e a superfície é fortemente acoplada a CLA.
Contrariamente, durante a estação úmida a convecção de grande escala parece ser fator
dominante na forma de desenvolvimento da CLC, haja vista que ambas as superfícies
(floresta e pastagem) apresentam características semelhantes (altura e crescimento da
CLC, propriedades convectivas, etc).
Estudos mais detalhados sobre estas e outras características da CLA na região
amazônica ainda precisam ser realizados, sobretudo no que diz respeito a CLN, da qual
até o presente momento não existem análises equivalentes, pois tem sido dada mais
ênfase a estudos da CLC – que, aparentemente, possui uma estrutura mais simples,
devido à ação da forte turbulência térmica e conseqüente mistura vertical.
Pretende-se, portanto, neste trabalho, dada a escassez de informações sobre a CLN na
região amazônica, realizar a análise observacional dos dados coletados durante os
experimentos de campo RBLE3 (em agosto de 1994) e WetAMC-LBA (em fevereiro de
1999), visando avaliar alguns dos principais aspectos do desenvolvimento e da estrutura
da CLN na região de Rôndônia – noroeste da Amazônia brasileira – em duas épocas
distintas do ano, seca (RBLE3) e chuvosa (WetAMC-LBA).
40
2.2. Sítio Experimental
A área de abrangência desse estudo está localizada na região oeste da Amazônia Legal,
no Estado de Rondônia (FIGURA 2.3). Compreende três sítios de medidas: um na
floresta – Reserva Biológica do Rio Jaru (Floresta); um representativo de uma área de
transição (floresta-pastagem) – Rolim de Moura (RM) e outro na pastagem – Fazenda
Nossa Senhora Aparecida (FNS), no município de Ouro Preto d’Oeste (ver TABELA
2.1).
A Reserva Biológica do Rio Jaru (REBIO JARU) é uma extensa área, com 268.150 ha
de floresta tropical quase intacta, protegida e conservada pelo Instituto Brasileiro do
Meio Ambiente (IBAMA), situada a aproximadamente 80 km a nordeste de Ji-Paraná.
A vegetação existente na área é, basicamente, característica de floresta de terra-firme,
com altura média das copas em torno de 33 m, embora apresente árvores com alturas
maiores de até 45 m.
O sítio de pastagem, a Fazenda Nossa Senhora Aparecida (FNS, ou ABRACOS), está
situada a 15 km do município de Ouro Preto D’Oeste (a oeste de Ji-Paraná). É uma
fazenda de criação de gado, onde a vegetação natural (floresta) foi totalmente retirada e
substituída por gramínea (Brachiaria brizantha), estima-se que há aproximadamente 20
anos.
O terceiro sítio, representativo da área de transição floresta-pastagem, esteve instalado
no Campus da UNIR (Universidade Federal de Rondônia), localizado na saída ao norte
do município de Rolim de Moura (ao sul de Ji-Paraná), em uma área desmatada entre
duas faixas de floresta nativa. A área era coberta, principalmente, por gramínea
Brachiaria brizantha (tipo de vegetação comum nas pastagens da região), com algumas
árvores e arbustos aparecendo ocasionalmente.
41
FIGURA 2.3 - Mapa do Estado de Rondônia: área de abrangência do experimento WetAMC-LBA (em destaque). FONTE: http://www.lba.iag.usp.br
TABELA 2.1 - Coordenadas dos sítios de medida.
Sítio Latitude Longitude 1.1.1.1.1 Altitude
Fazenda Nossa Senhora Aparecida (FNS)
10o 46' 25" S 62o 20' 13" W 293 m
Rebio Jaru (Floresta) - Torre 10o 05' 02" S 61o 55' 55" W 120 m
Rebio Jaru (Floresta) - Ibama 10o 08' 26" S 61o 54' 28" W 120 m
Rolim de Moura (RM) 11o 42' 17" S 61o 46' 38" W 225 m
42
2.3. Climatologia da região
Estudos observacionais, na região de Ji-Paraná, utilizando um período de 10 anos de
dados (de 1982 à 1992), mostraram que existe uma sazonalidade da temperatura média
do ar (FIGURA 2.4), com o mês mais quente (outubro – 25,5o C) coincidindo com o
final da estação seca, e o mês mais frio (julho – 22,6o C) sofrendo a influência da
penetração de sistemas frontais frios, conhecidos localmente como “friagens” (Fisch,
1996). Essa tendência também foi notada por Randow et al. (2004) utilizando um
conjunto menor de dados (de fevereiro/1999 à setembro/2002); os autores também
observaram uma queda da umidade específica e uma redução drástica da precipitação
durante a estação seca. A variação anual da temperatura média mensal do ar em
Rondônia é de 2-3o C, com uma leve tendência a ser maior (cerca de 0,1o C-0,3o C) na
floresta que sobre a pastagem (Culf et al., 1996).
FIGURA 2.4 – Média mensal da temperatura do ar na região de Ji-Paraná (RO).
FONTE: Adaptada de Fisch (1996).
43
Há um início brusco da estação chuvosa na região, entre os meses de setembro e
outubro. Isso ocorre devido à variação anual Norte-Sul da posição do sol, que nesta
época do ano encontra-se no Hemisfério Sul, favorecendo o aquecimento do continente
e, desta forma, fornecendo a forçante térmica e o transporte de umidade, necessários
para aumentar consideravelmente a convecção úmida nessa região (Horel et al., 1989;
Hastenrath, 1997).
Ferreira da Costa et al. (1998), ao estudar a variabilidade da precipitação para o período
de 1982 à 1996 na região, verificaram a existência de uma forte sazonalidade na
distribuição da precipitação (FIGURA 2.5). Apresentando o período chuvoso
(novembro-abril) com totais mensais acima de 200 mm.mês-1 e uma estação seca que se
estende de maio a outubro, com período mais intenso entre junho e
agosto (20 mm.mês-1).
293.8
272.2286.8
223.6
76.8
19.67.2
32.9
95.8
153.1
237.5
278.5
0
50
100
150
200
250
300
350
jan fev mar abr mai jun jul ago set out nov dez
MÊS
mm
FIGURA 2.5 – Média mensal da precipitação em Ji-Paraná – RO: Período de 1982-
1996.
FONTE: Adaptada de Ferreira da Costa et al.(1998).
44
2.3.1. Descrição Sinótica
• RBLE3
O principal evento de grande escala ocorrido na região de Rondônia, durante o RBLE3,
foi a entrada de uma “friagem” fraca que perdurou pelo período de 10 a 12/08/94,
provocando névoa úmida, ventos fortes e com pouca precipitação (em torno de 0,6 mm).
Em geral, as condições sinóticas durante o período do experimento foram típicas da
estação seca para a região. Uma descrição detalhada sobre a situação sinótica em
Rondônia, durante o RBLE3, é dada por Fisch (1996).
• WetAMC-LBA
Durante o período de realização do WetAMC-LBA, entre os meses de janeiro e
fevereiro de 1999, cerca de 14 sistemas frontais atuaram no território Brasileiro, oito em
janeiro e seis em fevereiro, estando dentro da média climatológica para esta época do
ano (CLIMANÁLISE, 1999a e 1999b).
Na primeira quinzena de janeiro as frentes frias, ao ingressarem no sul do país, tiveram
rápido deslocamento para a Região Sudeste, onde permaneceram semi-estacionárias,
ocorrendo ainda, neste mês, uma frontogênese e ciclogênese. Durante a primeira
quinzena de fevereiro as frentes frias ao atingirem o sul do país tiveram um rápido
deslocamento para a Região Sudeste, organizando forte convecção nas Regiões Centro-
Oeste e Norte do Brasil.
A Zona de Convergência do Atlântico Sul (ZCAS) esteve atuando entre os dias 06 e
18/01, com uma banda de nebulosidade estendendo-se desde o Oceano Atlântico na
altura do litoral dos Estados de São Paulo e Rio de Janeiro e cobrindo o sudoeste de
Minas Gerais e São Paulo, nordeste do Mato Grosso do Sul e sudoeste de Goiás, Mato
Grosso, Acre e Amazonas.
45
Em fevereiro, dois sistemas frontais estacionários sobre a região SE – o primeiro entre
19 e 23/02 e o segundo entre 25 e 28/02 – ajudaram a organizar, nestas ocasiões, uma
faixa de nebulosidade e convecção tropical – ZCAS – que se estendia desde a Região
Sudeste, passando pelo Centro-Oeste e indo até o Norte. Instabilidades isoladas foram
observadas nestas regiões.
A média observada das chuvas na região de Rondônia ficou entre 100 e 600 mm
(acumulado mensal em janeiro) e entre 100 e 500 mm (em fevereiro).
2.4. Dados
Foram utilizados, para os estudos relativos à CLN, dois conjuntos distintos de dados. O
primeiro, representativo da estação seca, foi obtido durante a terceira missão de coleta
de dados do experimento RBLE (“Rondônia Boundary Layer Experiment”) – RBLE3,
realizada nos sítios experimentais, no período de 13 a 25 de agosto de 1994, fase intensa
da estação seca daquele ano (ver em Fisch, 1996 e Fisch et al., 2004).
O segundo, representativo da estação chuvosa, foi obtido durante a Campanha de
Mesoescala Atmosférica da Estação Úmida (“Wet Season Atmospheric Mesoscale
Campaign”) do experimento LBA – WetAMC-LBA, realizada em Rondônia nos meses
de janeiro e fevereiro de 1999 (ver Silva Dias et al., 2002). O WetAMC-LBA foi o
maior e mais completo período intensivo de coleta de dados já realizado na região
Amazônica.
Durante estes dois experimentos foram realizadas, de forma simultânea,
radiossondagens e sondagens com balão cativo - RBLE3 e WetAMC-LBA (ver
FIGURA 2.6), bem como medidas atmosféricas obtidas por outras técnicas, tais como
radar e sodar/RASS (WetAMC-LBA), em diferentes sítios de medidas, sobre áreas de
pastagem – Fazenda Nsª Srª Aparecida (RBLE3 e WetAMC-LBA), áreas de floresta –
Rebio Jarú (RBLE3 e WetAMC-LBA) e áreas de transição floresta-pastagem – Rolim
46
de Moura (WetAMC-LBA). Além disso, medidas meteorológicas de superfície e de
fluxos na superfície foram realizadas, por estações meteorológicas automáticas (EMAs)
e torres micrometeorológicas (FIGURA 2.6) instaladas em cada sítio de medida.
Lançamento da radiossonda
Vaisala RS80 Radiosonde
Torre Micrometeorológica, Rebio Jaru-ROLançamento de Balão Cativo
Lançamento da radiossondaLançamento da radiossonda
Vaisala RS80 RadiosondeVaisala RS80 Radiosonde
Torre Micrometeorológica, Rebio Jaru-ROTorre Micrometeorológica, Rebio Jaru-ROLançamento de Balão CativoLançamento de Balão Cativo
FIGURA 2.6 - Radiossonda, Balão Cativo e Torre Micrometeorológica – Rondônia,
1999.
47
2.4.1. Sondagens Atmosféricas
� Balão Cativo
Os dados de Balão Cativo (FIGURA 2.6) foram coletados pelo sistema de aquisição de
dados da A. I. R. Inc. (EUA) – o ADAS (“Atmospheric Data Acquisition System”) –
através de uma sonda meteorológica acoplada ao balão. A sonda continha em seu
interior: um sensor de temperatura seca e úmida (termopar) com ventilação forçada,
com resolução de 0,1ºC; de pressão atmosférica (barômetro aneróide), com resolução de
0,1 hPa e; de velocidade do vento (anemômetro de conchas) com resolução de 0,1 m.s-1
e direção do vento (bússola magnética). As medidas feitas pela sonda eram checadas e
comparadas com medidas obtidas por instrumentos instalados à superfície, antes da
subida e após cada descida do balão, sendo os sinais emitidos a cada 10 segundos, à
freqüência de 403,5 MHz.
Durante o RBLE3, os perfis para condições noturnas foram coletados nos horários de
17:30, 19:00, 21:30, 24:00, 05:30, 07:00 e 08:30 hl (hora local), até o 5o dia de
experimento, quando o horário do 1o perfil foi alterado para 18:00 hl, pois foi verificado
que os perfis obtidos às 17:30 hl apresentavam ainda características diurnas instáveis
(ou seja, características de uma camada limite convectiva).
Para caracterizar as condições noturnas durante o WetAMC-LBA foram utilizados os
perfis coletados nos horários de 18:00, 19:00, 20:00, 21:00, 22:00, 05:00, 06:00, 07:00 e
08:00 hl (em Rebio Jaru e Rolim de Moura); e nos horários de 19:00, 21:00, 22:00,
01:00, 04:00 e 07:00 hl (em ABRACOS). No sítio de ABRACOS, devido à ausência
dos perfis das 08:00 hl na maioria dos dias utilizados, a caracterização da erosão da
CLN foi realizada com perfis coletados às 10:00 e 09:00 hl.
48
� Radiossonda
Durante o RBLE3, em ambos os sítios, foi utilizado o sistema Vaisala (da Finlândia) de
radiossondagem, composto pela sonda RS80-15N e pelo PC-CORA (equipamento de
recepção e armazenamento dos dados). O modelo RS80-15N era composto por: um
termistor para medidas de temperatura do ar (THERMOCAP); um capacitor eletrônico
para medir a umidade relativa (HUMICAP); e uma cápsula barométrica para medir a
pressão atmosférica (BAROCAP). As informações da velocidade e direção do vento
foram obtidas pelo sistema OMEGA de localização. Os sinais eram emitidos a cada 10
segundos, com taxa de amostragem de 0,5 Hz, e a velocidade de ascensão foi de,
aproximadamente, 5 m.s-1.
Neste período, foram lançadas um total de 75 radiossondas, na floresta, e 76 na
pastagem, nos horários de 05:00, 08:00, 11:00, 14:00, 17:00 e 23:00 hl, sendo utilizadas
neste trabalho para caracterizar o período de ocorrência de jatos as radiossondagens das
23:00, 05:00 hl e a de 08:00 hl.
O WetAMC-LBA utilizou dois sistemas de radiossondagem: o sistema Viz (EUA) na
pastagem (FNS); e o sistema Vaisala (FIGURA 2.6), em Rolim de Moura e na Floresta.
O sistema de radiossondagem Viz (Mark II MICROSONDE) é composto por: um
termistor para medidas da temperatura do ar, com resolução de 0,1o C; um capacitor
eletrônico de carbono para medidas de umidade relativa, com resolução de 1%; as
medidas de pressão e vento são obtidas através de um sistema de posicionamento
geográfico (GPS). As informações eram transmitidas – por meio de uma antena, e a taxa
de 1 s – e armazenadas em um computador, no qual também estava instalado um
sistema processador, denominado GPS W-9000 responsável pela recepção e
processamento dos dados de vento e pressão.
O sistema Vaisala utilizou um modelo diferente de sonda – a RS80-15G, que possui
características termodinâmicas idênticas as da sonda RS80-15N, usada durante o
RBLE3. A diferença entre as duas sondas está no sistema de aquisição de dados de
49
vento (direção e velocidade), que atualmente utiliza um sistema de GPS para obter tais
informações (ver Fisch et al., 1998).
Foram lançadas diariamente, durante o WetAMC-LBA, oito radiossondas em intervalos
de 3 horas (no período intensivo) e seis radiossondas em intervalos de 4 horas (no
período não intensivo), sobre os três sítios de medidas, cobrindo os seguintes horários:
20:00, 23:00, 02:00, 05:00, 08:00, 11:00, 14:00 e 17:00 hl. Os dados foram submetidos
a um rigoroso controle de qualidade para a remoção de medidas consideradas suspeitas
(ver Longo et al., 2002). Foram utilizadas para a caracterização de jatos noturnos
durante o período chuvoso as radiossondagens das 20:00, 23:00, 02:00, 05:00 e 08:00
hl.
2.4.2. Dados de Superfície
Para auxiliar no estudo de caracterização da evolução temporal da CLN, foram
utilizados também dados de fluxos turbulentos e observações meteorológicas à
superfície, para os dois períodos de medidas (estações seca e chuvosa).
Os fluxos turbulentos durante a época seca (RBLE3) foram estimados a partir dos dados
coletados através de um sistema de correlação de vórtices turbulentos – o HYDRA
(Shuttleworth et al. 1988) – instalado em cada um dos sítios experimentais (floresta e
pastagem). Foram coletados dados de velocidade do vento, temperatura do ar e
concentração de vapor d’água, a partir dos quais foram calculados os fluxos horários de
calor latente, de calor sensível e de momento, e outros parâmetros derivados, tais como
a velocidade de fricção (u*).
As observações meteorológicas de superfície foram realizadas por Estações
Meteorológicas Automáticas (EMAs), instaladas em cada um dos sítios experimentais.
50
Foram coletados, e armazenados em médias horárias, dados de: fluxo de radiação solar
incidente e saldo de radiação, fluxo de calor conduzido ao solo, temperaturas do ar
(bulbos seco e úmido, com ventilação forçada), direção e velocidade do vento e
precipitação. Tanto o Hydra como a EMA, por motivos operacionais, estavam à,
aproximadamente, 5 km de distância do local de lançamento das radiossondas e do
balão cativo na floresta e não passavam de um raio de 200 m de distância na pastagem.
Durante o WetAMC-LBA os fluxos turbulentos de momento, calor sensível, calor
latente à superfície foram obtidos, na floresta, por um equipamento de covariância de
vórtices turbulentos, instalado na torre micrometeorológica da Rebio Jaru. O fluxo de
calor conduzido no solo também foi medido a partir de sensores instalados na base da
torre (Andreae et al., 2002; Silva Dias et al., 2002;Von Randow et al., 2002). Na
pastagem (FNS) e em Rolim de Moura, os fluxos turbulentos foram obtidos através de
um instrumento de correlação de vórtices instalado nas torres micrometeorológicas
montadas em cada um dos dois sítios (Silva Dias et al., 2002).
Nos três sítios experimentais (Rebio Jaru, ABRACOS, e Rolim de Moura) foram
instaladas EMAs completas, que coletavam os seguintes dados meteorológicos à
superfície: Temperatura do ar, umidade relativa, saldo de radiação, radiação solar
(apenas em RM e FNS), direção e velocidade do vento, pressão atmosférica e
precipitação (Andreae et al., 2002; Silva Dias et al., 2002;Von Randow et al., 2002).
Tanto os dados de fluxos, como os dados meteorológicos coletados pelas EMAs, eram
amostrados em médias de 30 minutos.
2.4.3. Sistema de Sondagem Rádio Acústico (RASS)
Um Sistema de Sondagem Rádio Acústico (RASS) esteve instalado na pastagem (sítio
de Rolim de Moura), no período de 8 a 28 de fevereiro de 1999, a partir do qual foram
51
obtidas medidas da temperatura virtual, da velocidade (vertical e horizontal) e direção
do vento, a cada 30 minutos em média.
O RASS faz uso da combinação de duas técnicas de sensoriamento da CLA, acústica e
eletromagnética, para fornecer perfis de temperatura em tempo real e deduzir com boa
resolução temporal a intensidade do gradiente. É uma ferramenta útil, portanto, para
detectar a presença e intensidade da inversão térmica.
O equipamento aplica um princípio físico simples: a relação entre a velocidade do som e
a temperatura do ar. O aparelho processa uma pequena parte da energia de uma onda de
rádio contínua, retroespalhada por inomogeneidades na atmosfera, causadas por um
pulso acústico transmitido pela antena vertical do SODAR. O processamento Doppler
do sinal recebido por uma segunda antena de radar torna possível medir a velocidade de
um objeto em movimento vertical – no caso, o trem de ondas acústicas – extraindo daí
as informações sobre a temperatura do ar. As FIGURAS 2.7a e 2.7b ilustram,
respectivamente, o princípio de funcionamento do RASS e a forma como o
equipamento é instalado.
Após avaliação preliminar das informações geradas pelo RASS, para o período,
constatou-se que devido a falhas sistemáticas ocorridas no equipamento, não foi
possível obter uma seqüência consistente dos perfis de temperatura virtual obtidos,
optando-se por não utilizar esta informação. No entanto, perfis da velocidade (vertical e
horizontal) e direção do vento apresentaram consistência e puderam ser comparados e
combinados com perfis de vento, temperatura e umidade obtidos das radiossondagens,
auxiliando na caracterização da CLN em Rolim de Moura.
52
FIGURA 2.7a – Esquema ilustrando o princípio de funcionamento do RASS.
FONTE: http://www.remtechinc.com/rass.htm
FIGURA 2.7b – Ilustração do sistema RASS.
FONTE: http://www.remtechinc.com/rass.htm
53
2.5. Características da CLN em Rondônia
A evolução temporal da CLN foi estudada com base nos perfis verticais de temperatura
potencial (θ), umidade (q) e vento (direção e velocidade), obtidos a partir das sondagens
com balão cativo. Foram utilizados somente os perfis de subida do balão, sendo
descartados os perfis de descida. Estes perfis foram interpolados em intervalos verticais
de 10 m e agrupados de acordo com o horário da sondagem e condições ambientais
observadas no momento do içamento. Foram então determinadas para cada perfil,
individualmente, as características que descrevem o estado da CLN: altura (ou
profundidade) da CLN – hi; temperatura no topo da camada – θ θ θ θ (hi); descontinuidade da
inversão térmica ∆θ∆θ∆θ∆θ; e intensidade da inversão térmica (I). Na seqüência, os valores
médios foram estimados de acordo com os horários das sondagens.
Diversos critérios têm sido citados na literatura para a estimativa da altura da CLN (hi).
Por exemplo, hi pode ser definida como a altura na qual a Energia Cinética Turbulenta é
nula (ECT = 0) que equivale ao topo da camada turbulenta, ou camada misturada (se
esta existir); ou como a altura onde ECT = 0,05 ECT (ou seja, a altura na qual a
turbulência equivale a 5% de seu valor à superfície); ou ainda a altura na qual a
velocidade horizontal do vento é nula (Stull, 1988).
Considerando o conjunto de dados disponível, optou-se neste trabalho por utilizar o
método do perfil de θ, no qual hi é definida como a altura na qual o gradiente vertical de
θ é nulo, ou menor que 0,01 K.m-1 (valor determinado em função da precisão das
medidas de temperatura da série de dados). A partir dos valores de hi, foram então
calculados os outros parâmetros que descrevem o estado da CLN (os quais estão
representados no esquema da Figura 2.8): a temperatura no topo da camada – θ θ θ θ (hi),
isto é a temperatura na altura z = hi; a descontinuidade térmica, definida como a
diferença entre θ (hi) e θ na superfície – si θ)θ(h∆θ −= (o subscrito “s” indica
superfície); e a intensidade da inversão térmica (I, dada em K.m-1), cujo valor é igual à
∆θ dividida pela espessura da camada, isto é, ihI /θ∆= .
54
RBLE3: Floresta - Dia 13/08/94 21hl
0
50
100
150
200
250
300
350
400
450
500
550
600
298 299 300 301 302 303 304
θ (K)
altura (m)
altura da CLN = 140m
hi
θθθθ (hi)
θθθθS
∆θ∆θ∆θ∆θ
∆θ∆θ∆θ∆θ/hi
WETAMC-LBA: Floresta - Dia 21/02 05hl
0
50
100
150
200
250
300
350
400
450
500
550
600
294 296 298 300 302
θ (K)
altura (m)
altura da CLN = 270m
hi
θθθθ (hi)
θθθθS
∆θ∆θ∆θ∆θ
∆θ∆θ∆θ∆θ/hi
FIGURA 2.8 - Perfis de temperatura potencial (θ), mostrando o esquema de cálculo das
características médias da CLN.
2.5.1. Estação Seca (RBLE3)
A Tabela 2.2 apresenta os valores médios das principais características da CLN, sobre
áreas de floresta e pastagem, durante a estação seca (RBLE3). Nesse período a CLN foi
mais profunda na floresta – com valores médios entre 180 m (no horário das 18 hl) e
420 m (as 05 hl). Na pastagem, os valores médios da altura da CLN (hi) variaram entre
um mínimo de 110 m (as 19 hl) e o máximo de 320 m (entre 05 e 07 hl). Estes
resultados concordam, em parte, com os resultados obtidos por Fisch (1996) para o
mesmo período, cujas análises também mostraram um desenvolvimento maior da CLN
em áreas de floresta, embora os valores observados em Fisch (1996) fossem, em média,
55
15% e 35% mais baixos para a floresta e pastagem, respectivamente (esta diferença
provavelmente está associada à maior amostra de dados considerada, visto que o autor
utilizou dois períodos de amostragem para a época seca – RBLE2 e RBLE3).
TABELA 2.2 – Valores médios horários das características da CLN, na floresta e na
pastagem (FNS), durante a época seca (RBLE3)
FLORESTA - RBLE3
HORA N° de perfis utilizados
hi θθθθ (hi) <q> (g.kg-1) ∆θ∆θ∆θ∆θ K.km-1
18:00 08 180 ± 21 304,3 15,8 5,0 27,7 19:00 07 240 ± 29 303,9 15,4 7,5 31,3 21:00 09 300 ± 68) 303,5 14,5 8,3 27,8 24:00 12 330 ± 61 303,2 13,8 9,9 29,9 05:00 10 420 ± 84 303,2 13,3 11,6 27,6 07:00 12 300 ± 19 300,9 13,4 9,3 30,9
FNS - RBLE3
HORA N° de perfis utilizados
hi θθθθ (hi) <q> (g.kg-1) ∆θ∆θ∆θ∆θ K.km-1
18:00 09 120 ± 24 305,7 7,2 3,0 25,4 19:00 05 110 ± 48 304,5 7,3 5,6 50,5 21:00 09 260 ± 16 307,3 10,0 10,4 39,8 24:00 10 230 ± 35 303,3 9,0 9,1 39,4 05:00 09 320 ± 46 303,5 8,2 11,4 35,7 07:00 05 320 ± 85 303,3 8,2 10,4 32,4
A temperatura no topo da camada – θ (hi) – foi, em média, 1,2 K maior na pastagem, em
relação à floresta, concordando com estudos anteriores de Souza e Lyra (2002) que
apontam o maior aquecimento da pastagem durante a estação seca. Notou-se também
que a inversão térmica esteve muito mais forte sobre a pastagem, em todos os horários,
com máxima intensidade ocorrendo as 19 hl (50,5 K.km-1), indicando a maior
estabilidade da CLN sobre a pastagem durante a época seca (cerca de 8 K.km-1 mais alta
que na floresta).
A variação horária da temperatura à superfície foi menor na Floresta (FIGURA 2.9a) –
cujo maior conteúdo de biomassa vegetal proporciona a maior retenção de umidade e
temperatura e, conseqüentemente, de calor, auxiliando a suavizar o resfriamento. O
56
maior resfriamento apresentado naquele sítio ocorreu no início da noite, entre 17 e
19 hl, quando a temperatura caiu 1,2 K em duas horas, o que equivale a uma taxa de
resfriamento em torno de -0,6 K.h-1. Após as 19 hl a taxa de resfriamento da superfície
começa a diminuir, estabilizando-se em torno das 23 hl e permanecendo quase constante
até às 07 hl. Já a pastagem (FIGURA 2.9a) experimentou uma variação um pouco maior
da temperatura ao longo da noite, apresentando um resfriamento brusco da superfície
durante as primeiras horas da noite, entre 17 e 18 hl, quando a superfície resfriou cerca
de 2 K em uma hora.
Notou-se também que o aquecimento da superfície nas primeiras horas da manhã, logo
após o nascer do sol, ocorreu mais cedo – entre 06 hl e 07 hl – e foi mais intenso sobre a
pastagem, onde a temperatura experimentou um aumento de, aproximadamente, 1 K
entre 06 e 07 hl e 3 K entre 07 e 08 hl. Enquanto na floresta esse aquecimento se deu de
forma lenta e mais suave, não passando de 0,2 K em uma hora, e iniciando-se mais tarde
– entre 07 hl e 08 hl.
O resfriamento e o aquecimento mais intensos da superfície sobre a pastagem, bem
como as diferenças mais marcantes entre o início da noite e o da manhã, eram esperados
durante o período seco (ver Gash et. al., 1996) e deverão ter conseqüências tanto sobre o
desenvolvimento da CLN, quanto no da CLC do dia seguinte. Tal situação é explicada
devido a menor biomassa vegetal e ao menor conteúdo de umidade naquele sítio durante
esta época, o que favorece a perda de calor durante a noite (resfriamento radiativo) e
proporciona uma maior capacidade de ganhar calor depois que o sol nasce, e começa a
aquecer a superfície.
Os ventos médios à superfície mantiveram-se calmos, entre 0 e 2 m.s-1, durante o
período noturno, apresentando-se mais intensos na floresta que na pastagem (FIGURA
2.9b). No caso da floresta, houve um declínio da velocidade do vento médio no início da
noite, entre 17 hl e 19 hl, voltando a aumentar a partir de 21 hl e permanecendo
constante após as 22 hl. Sobre a pastagem o declínio mais intenso do vento médio
57
também foi observado no início da noite, até as 19 hl, tornando-se mais suave a partir de
21 hl e voltando a aumentar nas primeiras horas da manhã a partir das 07 hl.
58
FIGURA 2.9 – (a) Taxa média diária de aquecimento/resfriamento da superfície,
durante o RBLE3; (b) Média diária da velocidade do vento à
superfície durante o RBLE3
59
2.5.2. Estação Úmida (WetAMC-LBA)
A profundidade da CLN foi bem menor durante o período chuvoso (TABELA 2.3).
Observou-se o desenvolvimento mais pronunciado da CLN sobre Rolim de Moura
(transição floresta-pastagem) –entre 215 m (no horário de transição às 07 hl) e 296 m
(às 06 hl). Na floresta a altura máxima ficou em torno de 282 m, no horário das 22 hl, e
a mínima em torno de 152 m, no início da noite (18 hl). Já a FNS (pastagem) apresentou
o menor valor máximo de hi – 264 m às 22 hl, com profundidade mínima em torno de
156 m ocorrendo no horário de transição da CLN para a CLC.
Contudo, as temperaturas no topo da CLN mantiveram-se mais elevadas nos sítios
representativos de áreas desmatadas (FNS e RM), sendo em torno de 1 K maior que na
floresta – o que poderia estar associado a erros instrumentais (haja vista terem sido
utilizados sistemas diferentes de coleta de dados nestes dois sítios), caso estes erros
fossem grandes o suficiente para influenciar os resultados. A intensidade da inversão, no
entanto, foi mais alta em RM e na floresta que na pastagem, embora a diferença entre os
sítios tenha sido de apenas 3 K.km-1 e 2 K.km-1, respectivamente (bem abaixo da
diferença apresentada durante a época seca).
A taxa de resfriamento da superfície teve sua maior variação entre as 17 e 22 hl sobre os
3 sítios de observação (FIGURA 2.10a). De um modo geral, a superfície experimentou
um resfriamento entre as 18 e 20 hl, tornando a aquecer até as 22 hl e, a partir daí,
permanecendo constante até o início da manhã. Sobre a Floresta e a FNS o resfriamento
médio máximo foi em torno de -1 K, respectivamente, entre 19 e 20 hl e entre18 e 19 hl.
Já Rolim de Moura apresentou um resfriamento bastante intenso no início da noite, com
valores máximos médios em torno de –2 K.h-1 entre 17 e 18 hl.
No início da manhã, após o nascer do sol, o aquecimento foi mais suave sobre a Floresta
e a FNS, porém ocorreu mais lentamente na Floresta, onde a temperatura começou a
aumentar após as 07 hl – com taxas de aquecimento em torno de 0,2 K.h-1 (até as 08 hl)
e de aproximadamente 2 K.h-1 até as 10 hl. Na FNS e em RM a superfície começou a
60
aquecer mais cedo, entre 06 e 07 hl – com taxas de aquecimento em torno de 0,1 K.h-1;
sendo que a FNS experimentou um aquecimento médio em torno de 1 K.h-1, a partir das
08 hl, enquanto que em RM o aquecimento médio foi bem maior – cerca de 2 K.h-1,
após as 07 hl.
TABELA 2.3 – Valores médios horários das características da CLN, na floresta, em RM
(transição) e na FNS (pastagem), durante a época chuvosa (WetAMC-
LBA).
Floresta
HORA N° de perfis utilizados
hi θ θ θ θ (hi) <q> (g.kg-1) ∆θ∆θ∆θ∆θ K.km-1
17 03 90 ± 26 301,1 15,40 1,1 12,59
18 05 152 ± 40 301,5 15,39 2,8 18,29
19 08 161 ± 78 300,1 15,48 2,5 15,35
20 08 248 ± 93 300,6 15,02 3,8 15,45
21 09 251 ± 41 299,8 15,06 3,6 14,25
22 05 282 ± 68 300,1 15,03 4,4 15,53
05 04 238 ± 94 298,4 14,00 3,4 14,32
06 04 278 ± 73 298,8 13,94 4,0 14,59
07 04 170 ± 67 296,8 14,03 1,7 10,00
RM – Transição pastagem-floresta
HORA N° de perfis utilizados
hi θ θ θ θ (hi) <q> (g.kg-1) ∆θ∆θ∆θ∆θ K.km-1
17 02 160 ± 71 303,3 10,97 3,0 18,44
18 04 215 ± 33 302,4 11,72 2,5 11,63
19 07 197 ± 110 301,9 12,01 2,5 12,61
20 06 210 ± 82 301,4 11,80 3,1 14,76
21 06 237 ± 75 301,5 11,42 3,4 14,30
22 07 207 ± 42 301,0 11,55 3,8 18,14
05 08 253 ± 71 299,9 11,24 4,0 15,74
06 07 296 ± 77 300,6 11,26 4,8 16,09
07 06 215 ± 54 298,7 11,59 2,4 11,16
FNS – Pastagem
HORA N° de perfis utilizados
hi θ θ θ θ (hi) <q> (g.kg-1) ∆θ∆θ∆θ∆θ K.km-1
19 08 210 ± 56 302,3 17,62 3,0 14,11
21 03 207 ± 63 300,4 17,68 2,6 12,58
22 12 264 ± 38 301,7 17,47 3,5 13,44
01 09 227 ± 43 301,0 17,70 3,0 13,19
04 06 235 ± 25 300,8 17,77 3,5 15,04
07 05 156 ± 56 299,9 17,94 0,6 3,97
61
Durante a época chuvosa, devido ao aumento da umidade disponível em toda a região,
as diferenças entre floresta e pastagem tendem a ser suavizadas, havendo uma maior
homogeneidade entre os sítios. Isto pode ser bem observado no comportamento dos
sítios de FNS e Floresta. Já RM – sítio representativo da transição floresta-pastagem –
apresentou um comportamento mais característico de áreas de pastagem na estação seca
e essa homogeneidade não foi observada, como seria de se esperar.
FIGURA 2.10 – (a) Taxa média diária de aquecimento/resfriamento da superfície,
durante o WetAMC-LBA; (b) Média diária da velocidade do vento à
superfície (à 2 m, na FNS e em RM, acima da copa das árvores, na
floresta) durante o WetAMC-LBA.
Os ventos médios à superfície (FIGURA 2.10b) mantiveram-se calmos, entre
0 e 3 m.s-1. Em RM e na FNS a variação do vento no decorrer da noite foi bastante
similar, com os maiores valores ocorrendo no final da tarde e início da noite. Sobre a
62
pastagem, entre às17 e 18 hl, a velocidade do vento foi maior que na floresta, com
valores em torno de 2,5 e 2 m.s-2, respectivamente. Em RM, no entanto, as velocidades
estiveram acima dos valores encontrados na floresta apenas no final da tarde – às 17 hl,
cerca de 2,5 m.s-2 – permanecendo mais baixas durante o restante do período. A floresta
apresentou valores médios da velocidade do vento entre 1 e 2 m.s-2 durante a maior
parte da noite, estando os maiores valores observados neste sítio em torno de 2,1 m.s-2,
às 17 hl.
2.6. Erosão da CLN
Um outro importante aspecto em estudos sobre a camada limite está relacionado aos
períodos de transição que ocorrem no final da tarde – quando a mistura convectiva entra
em colapso – e no início da manhã, cuja transição da situação estável para a convectiva
exerce influência direta sobre o estabelecimento das condições iniciais para a fase de
crescimento da camada limite convectiva (CLC), o que também pode influenciar
fortemente os fenômenos meteorológicos e as trocas turbulentas durante a noite
subseqüente. Apesar disso, este tópico não tem sido revisado com freqüência na
literatura, pois a maioria dos estudos se preocupa com a fase de crescimento após a
convecção ter sido totalmente estabelecida.
Alguns modelos conceituais propostos para descrever a fase de crescimento da CLC,
como os de Tennekes e Driedonks (1981), já foram utilizados para investigar o tempo
exigido para erodir a CLN. Vernekar et al (1993) observaram um aumento brusco na
razão de mistura quando a estabilidade térmica é quebrada pela manhã. Angevine et al.
(2001) verificaram que a transição ocorre devido ao aquecimento da superfície que
enfraquece a estabilidade, sendo este aquecimento da camada entre 2 m e 200 m
associado, basicamente, ao cisalhamento na superfície. García et al. (2002), estudando a
evolução da profundidade da CLC durante o período matutino, em um sítio
experimental na Espanha, e comparando as observações com os resultados de três
63
modelos numéricos, mostraram que uma camada convectiva começa a se formar por
volta de 08:00 UTC, quebrando totalmente a inversão noturna em torno de 12:00 UTC.
Um dos poucos trabalhos relacionados à transição da CLN para CLC na região
amazônica foi realizado por Fisch (1996), durante a estação seca em Rondônia. Estudos
observacionais e de modelagem sugeriram a existência de uma fonte de energia extra,
proveniente de fluxos advectivos vindos da floresta, que contribuiu para aquecer a
camada no início da manhã sobre a pastagem.
Aqui neste estudo os horários nos quais ocorre a quebra da inversão noturna e a mistura
turbulenta convectiva se estabelece, pela manhã, foram identificados pelo método
gráfico, no qual a altura (hi) da camada limite durante a erosão é determinada pelo ponto
de intersecção entre o último perfil com características noturnas (próximo de 07:00 hl) e
o primeiro perfil diurno (entre 08 e 08:30 hl) – cuja presença de uma rasa mistura
convectiva já pode ser identificada – como mostrado no esquema da FIGURA 2.11.
θ
h
t θ ∂ ∂
07:00 hl
08:00 hl
Altura (m
)
θ θ θ θ (K)
h i
t θ ∂ ∂ t θ ∂ ∂
FIGURA 2.11 - Esquema dos perfis de temperatura potencial nos horários de 07:00 e
08:00 hl. A área hachuriada representa o aquecimento da camada entre
os horários de 07 e 08 hl.
FONTE: Adaptada de Fisch (1996).
64
O aquecimento da CLN ( tθ ∂∂∂∂∂∂∂∂ ) foi calculado segundo a metodologia utilizada por
Vernekar et al (1993) e Fisch (1996), da seguinte forma:
F)θ'w'(zt
θ+
∂∂
−=∂∂
; (2.1)
em que θ'w' é o fluxo de energia liberado e F é a fonte de calor para o aquecimento da
camada. Integrando-se a Equação (2.1) da superfície até a altura h e fazendo a
discretização dos termos, obter-se-á
∆z . F)θ'w'( )θ'w'(∆zt
θbsi
h
0i
+−=∂∂
∑=
; (2.2)
sendo os subscritos s e b referentes aos fluxos de energia na superfície e no topo da
camada (associado ao entranhamento), respectivamente. No caso da floresta, o fluxo de
energia à superfície considera e engloba também a energia armazenada pela biomassa
(B) – importante nos horários de transição – cujos valores foram calculados pela
formulação proposta por Moore e Fisch (1986) para a vegetação da floresta tropical da
seguinte forma: *t 12,6δq 28,0t 16,7B δ++δ= (sendo δt e δq as variações horárias da
temperatura e da umidade específica, respectivamente, e δt* a variação horária da
temperatura adiantada em uma hora). Assumindo-se então que o fluxo de
entranhamento b)θ'w'( seja nulo, devido à forte inversão térmica próximo à superfície,
neste horário, a Equação (2.2) fica na forma:
( ) t . ∆z . F)θ'w'( z . 00):θ(0700):θ(08 si
h
0i
∆+=∆−∑=
. (2.3)
65
2.6.1. Erosão da CLN em Rondônia
Os fluxos de energia liberados pela superfície ( S)θ'w'( ), e o aquecimento da camada
integrado até o topo da CLN ( i
h
0i
∆zt
θ∑= ∂
∂), no horário da erosão, durante o período seco,
são apresentados na TABELA 2.4, para alguns dias característicos. Nota-se que na
floresta há, praticamente, um balanço entre os termos que contribuem para o
aquecimento. Durante o dia 23/08, por exemplo, a integração do fluxo total de energia
liberado à superfície – que no caso da floresta é a soma B |θ'w' )θ'w'( FS +=
(sendo F|θ'w' o calor sensível liberado pela floresta e B o calor armazenado pela
biomassa) – é de 54,7 m.K, sendo que i
h
0i
∆zt
θ∑= ∂
∂ é igual à 55 m.K. Uma diferença de
apenas 0,3 m.K (ou 0,54%), confirmando o balanço entre os termos.
Na pastagem, entretanto, tal balanço não foi verificado. Ao contrário, notou-se que as
diferenças são mais acentuadas. Tomando o exemplo do dia 23/08, agora para a
pastagem, observa-se que a integração de S)θ'w'( para o período de 07 a 08:30 hl foi de
183,6 m.K, enquanto que i
h
0i
∆zt
θ∑= ∂
∂ foi de 60 m.K. A diferença entre os dois é de 123,6
m.K (106% acima do aquecimento da camada), aproximadamente duas vezes superior
aos valores médios de fluxos de energia observados no período entre 07 e 08 horas e na
ordem de grandeza dos valores médios observados entre 08 e 09 horas (ver Apêndice
A). Estas características na pastagem indicam a possível existência de um adicional de
energia causado por fluxos advectivos, como foi avaliado por Fisch (1996).
Valores do fluxo medido de calor sensível ( F|θ'w' ), do calor armazenado pela biomassa
(apenas para a floresta), e de i
h
0i
∆zt
θ∑= ∂
∂, no início da manhã, são apresentados na
TABELA 2.5, para o período entre 09 e 25 de fevereiro/1999, na floresta, RM e FNS.
66
Nota-se que todos os sítios apresentaram grandes diferenças entre S)θ'w'( e i
h
0i
∆zt
θ∑= ∂
∂,
significando que em nenhum deles foi observado o equilíbrio entre os termos que
contribuem para o aquecimento da camada.
TABELA 2.4: Fluxos de calor sensível – H (floresta, FNS); fluxo de calor na
biomassa – B (floresta); fluxo total de calor integrado para o período
da erosão da CLN – S)θ'w'( ; e aquecimento da camada – i∆zh
0i t
θ∑= ∂
∂.
RBLE3 (Estação seca).
Floresta
DATA Hora H (W.m-2) B (W.m-2) S)θ'w'( (m.K) i
h
0i
∆zt
θ∑= ∂
∂(m.K)
21/08 07 –08 14,00 11,24 74,72 70,0
23/08 07 –08 6,00 12,49 54,74 55,0
FNS (pastagem)
DATA Hora H (W.m-2) S)θ'w'( (m.K) i
h
0i
∆zt
θ∑= ∂
∂(m.K)
14/08 07 –08 55,00 162,8 162,0
15/08 07 –08 37,00 109,5 54,0
19/08 07 –08 63,00 186,5 30,0
21/08 07 –08 33,00 97,7 26,0
22/08 07 –08 53,00 156,9 136,0
23/08 07 –08 62,00 183,6 112,0
67
TABELA 2.5 - Fluxos de calor sensível – H (floresta, FNS); fluxo de calor na
biomassa – B (floresta); fluxo total de calor integrado para o período
da erosão da CLN – S)θ'w'( ; e aquecimento da camada – i∆zh
0i t
θ∑= ∂
∂.
WetAMC-LBA (Estação úmida).
Floresta
Data hora local w'θ' (W.m-2) B (W.m-2) S)θ'w'( (m.K) i
h
0i
∆zt
θ∑= ∂
∂(m.K)
12/02 06:55 – 07:56 54,72 -25,38 88,3 99,0
15/02 07:00 – 08:06 -6,2 24,05 58,0 7,0
RM (transição floresta-pastagem)
Data hora local w'θ' (W.m-2) S)θ'w'( (m.K) i
h
0i
∆zt
θ∑= ∂
∂(m.K)
09/02 06:46 – 07:56 18,7 64,7 32,0
10/02 05:48 – 08:00 12,5 81,7 40,0
14/02 06:49 – 08:17 3,3 10,6 44,0
FNS (pastagem)
Data hora local w'θ' (W.m-2) S)θ'w'( (m.K) i
h
0i
∆zt
θ∑= ∂
∂(m.K)
14/02 07 – 10 52,7 467,8 20,0
24/02 07 – 08 35,0 310,8 4,0
25/02 05 – 08 16,0 141,9 36,0
Em geral, o aquecimento da camada de limite observado a partir da variação de θ foi
menor que aquele estimado a partir dos fluxos de calor medidos pelo sistema de
correlação de vórtices. As menores diferenças ocorreram na floresta (~ 11%) e as
maiores na FNS (mais de 100%).
No entanto, algumas diferenças foram mais acentuadas do que o esperado,
principalmente na FNS. Em 14/02/99 naquele sítio, enquanto o i
h
0i
∆zt
θ∑= ∂
∂ foi de 20
m.K, valores de S)θ'w'( estiveram em torno de 468 m.K (20 vezes mais alto), no
entanto não parece ter contribuído para acelerar a quebra da inversão noturna. Tal fato
pode estar relacionado ao considerável aumento de umidade experimentado pela FNS
durante a estação úmida, indicando que grande parte da energia estaria sendo utilizada
68
para dar início ao processo de evaporação e não apenas para aquecer a camada. A
FIGURA 2.12 ilustra a evolução dos fluxos de calor sensível (H) e latente (LE), da
umidade específica (q) e da razão de Bowen (β) – que apesar de não apresentar valores
muito confiáveis à noite, pode ser usada para dar uma idéia do estado hídrico da
superfície – para a noite de 13 a 14/02/99 naquele sítio. Entre 07 e 10 hl a razão de
Bowen (FIGURA 2.14c) apresentou valores típicos de superfícies úmidas – em torno de
0,2, embora a última ocorrência de chuva significativa (acima de 5 mm) tenha sido
registrada 7 dias antes. Entre 15 e 15,5 hl ocorreu uma chuva fraca de cerca de
2,19 mm, o que também pode ter contribuído para esta configuração.
Nota-se que às 07:00 hl, quando os fluxos de calor começam aumentar, a umidade
experimenta um pequeno aumento e após as 08 hl começa a diminuir. O intervalo de 3
horas para a integração do fluxo poderia ter afetado os valores de aquecimento obtidos,
embora a influência provavelmente seja muito pequena para ser considerada. Outro
aspecto a ser considerado é a influência de fatores de meso escalas atuando sobre a
região (ver Laurent et al., 2002; Machado et al., 2002; e Lima et al., 2003). Por
exemplo, na madrugada de 15/02/99, entre 1:30 hl e 5 hl, foi observada a ocorrência de
uma chuva de 23,07 mm, provavelmente causada pela passagem de um Complexo
Convectivo de Mesoescala (CCM) – comuns nesta época do ano (Laurent et al., 2002).
O desequilíbrio entre os termos do balanço de energia apresentado, principalmente nos
sítios representativos de áreas desmatadas, pode estar relacionado com o tipo de
fenômeno citado anteriormente.
Em RM, o fluxo de calor integrado para o período de erosão foi em média 95% mais
alto que o aquecimento i
h
0i
∆zt
θ∑= ∂
∂ observado. A FIGURA 2.13 mostra a evolução de H e
LE em RM para os dias listados na TABELA 2.5. Observa-se que a turbulência
começou mais cedo (por volta de 05 hl da manhã), sendo que a inversão noturna
somente entra em colapso a partir de 07:00 hl. Na manhã de 10/02/99 a diferença entre
S)θ'w'( integrado para 70 minutos (~ 82 m.K) e i
h
0i
∆zt
θ∑= ∂
∂ (40 m.K) foi de
69
aproximadamente 42 m.K, cerca de 1,04 vezes superestimada. No dia 14/02 o fluxo de
calor integrado durante 88 minutos foi aproximadamente 76% do aquecimento
observado.
13 à 14/02/99
-100
0
100
200
300
400
500
17 18 19 20 21 22 23 24 1 2 3 4 5 6 7 8 9 10
W.m
-2
LE
H
(a)
14,0
14,5
15,0
15,5
16,0
17 18 19 20 21 22 23 24 1 2 3 4 5 6 7 8 9 10
q (g.kg-2 )
(b)
-0,20
-0,10
0,00
0,10
0,20
0,30
0,40
17 18 19 20 21 22 23 24 1 2 3 4 5 6 7 8 9 10
hora local
ββ ββ
(c)
FIGURA 2.12 - Noite de 13 a 14/02/99, na FNS: (a) Fluxos de calor sensível (H) e de
calor latente (LE); (b) umidade específica (q) e; (c) razão de Bowen
(β).
Durante as duas noites anteriores não foi observada a ocorrência de chuvas
significativas sobre este sítio. Entretanto, a evolução horária da umidade específica
70
(FIGURA 2.14) mostra que durante as noites de 08-09/02, 09-10/02 e 13-14/02, ocorreu
um aumento da umidade a partir das 03 hl que perdurou até o início da manhã. Esse
crescimento, aparentemente, não é causado por nenhum efeito local e, portanto, pode
estar associado com movimentos atmosféricos de grande escala que trazem umidade e
calor para a região, como por exemplo, a ZCAS (Zona de Convergência do Atlântico
Sul), cuja ocorrência é comumente observada entre os meses Dezembro e Março.
( a ) 0 8 a 0 9 /0 2 /9 9
-2 0 0
0
2 0 0
4 0 0
6 0 0
8 0 0
17 18 19 2 0 2 1 2 2 2 3 2 4 1 2 3 4 5 6 7 8 9 10
W.m
-2
L E
H
( b ) 0 9 a 1 0 /0 2 /9 9
-2 0 0
0
2 0 0
4 0 0
6 0 0
8 0 0
17 18 19 2 0 2 1 2 2 2 3 2 4 1 2 3 4 5 6 7 8 9 10
W.m
-2
L E
H
( c ) 1 3 a 1 4 /0 2 /9 9
-2 0 0
0
2 0 0
4 0 0
6 0 0
8 0 0
17 18 19 2 0 2 1 2 2 2 3 2 4 1 2 3 4 5 6 7 8 9 10h o ra l o c a l
W.m
-2
L E
H
FIGURA 2.13 - Fluxos de calor sensível (H) e latente (LE) em RM: a) noite de 08 a
09/02/99; b) noite de 09 a 10/02/99; c) noite de 13 a 14/02/99.
71
14,0
14,5
15,0
15,5
16,0
16,5
17,017,5
18,0
18,5
19,0
17 18 19 20 21 22 23 24 1 2 3 4 5 6 7 8 9 10
hora local
q (g.kg
-2)
08-09/02
09-10/02
13-14/02
FIGURA 2.14 - Evolução horária da umidade específica (q), em RM.
14,00
15,00
16,00
17,00
18,00
19,00
20,00
21,00
17 18 19 20 21 22 23 24 1 2 3 4 5 6 7 8 9 10
hora local
q (g.kg-2 )
11-12/02
14-15/02
FIGURA 2.15 - Evolução horária da umidade específica (q), na Floresta.
Na manhã do dia 12/02, sobre a floresta, S)θ'w'( apresentou um total de 88.3 m.K e
i
h
0i
∆zt
θ∑= ∂
∂ foi igual à 99 m.K, uma diferença em torno de 11 m.K (11% do aquecimento
real, ou aproximadamente 0,003 m.K.s-1, durante 61 minutos) entre os termos, o que
indica que eles estiveram praticamente em equilíbrio. Por outro lado, na manhã do dia
72
15/02 valores de S)θ'w'( somaram 58 m.K, enquanto que i
h
0i
∆zt
θ∑= ∂
∂ durante 60
minutos não ultrapassou 7 m.K, cerca de 7 vezes superestimado. Esta diferença entre os
termos é equivalente a 0,01 m.K.s-1. Tal diferença sobre a floresta também pode estar
relacionada à variação do conteúdo de umidade na superfície – cujos valores foram
cerca de 1,4 g.kg-1 maiores durante a noite de 11-12/02 (FIGURA 2.15) – que exerce
importante influência sobre o ciclo diário da evapotranspiração e a conseqüente
distribuição de energia na floresta (Malhi et al., 2002).
Outro fator que pode estar contribuindo para o aparecimento de discrepâncias tão
acentuadas entre os termos S)θ'w'( e i
h
0i
∆zt
θ∑= ∂
∂, durante a estação úmida, é o
comportamento da turbulência na camada próxima à superfície.
2.7. Regimes de Turbulência na CLN em Rondônia
O estado da CLA no final da tarde influencia fortemente a organização e
desenvolvimento da turbulência noturna. Estudos sobre a turbulência na camada limite
noturna são dificultados devido às características físicas especiais encontradas sob
condições estáveis, tais como divergência do fluxo radiativo do ar, forte cisalhamento
do vento associado a jatos nos baixos níveis, heterogeneidade da superfície, dentre
outros. Alguns destes estudos classificam a CLN em duas categorias clássicas: regime
de estabilidade fraca – ou fracamente estável e; regime de estabilidade muito forte – ou
fortemente estável (Malhi, 1995; Mahrt, 1998a). Outros, como Derbyshire (1990) e
Mahrt (1999), preocuparam-se em identificar características especiais dentro do regime
muito estável.
73
A partir da análise dos dados de superfície – fluxos de calor sensível e momento, e
parâmetro de estabilidade de Monin-Obukhov – para os três sítios estudados durante a
época chuvosa, os regimes de turbulência dentro da CLN para Rondônia foram
distribuídos em três categorias: regime pouco estável (ou com estabilidade fraca),
regime de transição, e regime muito estável (ou com estabilidade forte). Esta
classificação é baseada em um estudo similar realizado por Mahrt et al. (1998), com
algumas modificações na definição de cada regime para adaptar ao conjunto de dados
utilizados:
a) Durante o Regime Pouco Estável (RPE) – no qual, 0 < z/L ≤ ε1 – o fluxo
negativo de calor aumenta (em valor absoluto) à medida que z/L aumenta,
sendo ε1 o limite máximo do parâmetro estabilidade neste regime.
b) No Regime de Transição (RT) – em que ε1 < z/L ≤ ε2 – o fluxo de calor
experimenta uma oscilação brusca, decrescendo e aumentando (em valor
absoluto) rapidamente, a medida que z/L aumenta, até atingir um segundo
máximo. Neste estágio é comum verificar períodos de intermitência.
c) E para o Regime muito estável (RME) – z/L > ε2 – após o breve período de
oscilação, o fluxo de calor volta a decrescer (em valor absoluto), desta vez lenta
e continuamente, tendendo à zero, até a situação em que z/L voltar a apresentar
valores típicos da fase instável.
A FIGURA 2.16 mostra a variação do fluxo de calor θ'w' (em K.m.s-1) com o
parâmetro de estabilidade (z/L). A partir da relação entre θ'w' e z/L, para o conjunto de
dados da estação úmida foram estabelecidos, para os 3 sítios experimentais, os valores
médios para as constantes que definem os limites numéricos para os regimes pouco
estável e estável (ε1 e ε2), respectivamente, em cada um dos sítios experimentais. Os
fluxos médios negativos de calor sensível ( θ'w' ) foram plotados com relação aos
valores do parâmetro z/L, e os valores de ε1 e ε2 foram definidos, respectivamente,
como o primeiro e o segundo máximos (em valor absoluto) observados no fluxo
negativo de calor. Deste modo, de acordo com os critérios de classificação descritos
74
anteriormente, estas constantes assumem os seguintes valores: para a floresta, ε1 = 0,003
e ε2 = 0,04; para RM, ε1 = 9,14 e ε2 =27,05; e para a FNS, ε1 = 10,77 e ε2 = 11,77.
-0.0070
-0.0060
-0.0050
-0.0040
-0.0030
-0.0020
-0.0010
0.0000
0.0001 0.0010 0.0100 0.1000 1.0000 10.0000 100.0000z/L
w' θθ θθ'
(a) Floresta
regime poucoestável
regime muitoestável
regime
de
transição
εεεε1 εεεε2
-0.0007
-0.0006-0.0005
-0.0004-0.0003
-0.0002-0.0001
0.0000
1.0000 10.0000 100.0000z/L
w' θθ θθ'
regime pouco
estável
regime muitoestável
(b) RM
regime
de transição
εεεε1 εεεε2
-0.0025
-0.0020
-0.0015
-0.0010
-0.0005
0.0000
0.10 1.00 10.00 100.00z/L
w' θθ θθ' regime pouco
estávelregime muito
estável
(c) FNS
regimede transição
εεεε2εεεε1
FIGURA 2.16 - Variação do fluxo de calor, w’θ’(K.m.s-1) com a estabilidade, z/L
(adimensional), para: (a) Floresta; (b) RM (transição floresta-
pastagem) e; (c) FNS(pastagem).
Durante o WetAMC-LBA a CLN esteve, predominantemente, sob o regime de
turbulência fracamente estável. Tal fato já era esperado para esta época do ano,
sobretudo em uma região com intensa atividade convectiva, onde costumam ser
ε2 ε1
75
observados altos valores de umidade, o céu normalmente se apresenta coberto por
nuvens e o resfriamento da superfície ocorre de forma lenta, como é o caso da
Amazônia.
A FIGURA 2.17 mostra a variação de z/L durante três noites em RJ, RM e FNS,
respectivamente. Nota-se que o parâmetro de estabilidade apresentou, durante a maior
parte do período noturno, valores representativos do RPE, à exceção de Rolim de
Moura, cujos valores de z/L foram, em geral, representativos do RME. Analisando a
variação do fluxo de calor durante estas noites, foram observados breves períodos de
intermitência ocorrendo, principalmente em Rolim de Moura, em coincidência com os
máximos de z/L.
-0,004
-0,002
0,000
0,002
0,004
0,006
17 18 19 20 21 22 23 24 1 2 3 4 5 6 7
z/L
(a) RJ
-200
-100
0
100
200
300
17 18 19 20 21 22 23 24 1 2 3 4 5 6 7
z/L
(b) RM
-6,50
-4,00
-1,50
1,00
3,50
6,00
17 18 19 20 21 22 23 24 1 2 3 4 5 6 7hora local
z/L
(c) FNS
-10,0
10,0
30,0
50,0
70,0
90,0
17 18 19 20 21 22 23 24 1 2 3 4 5 6 7
w' θθ θθ'
-10,0
10,0
30,0
50,0
70,0
90,0
17 18 19 20 21 22 23 24 1 2 3 4 5 6 7
w' θθ θθ'
-10,0
10,0
30,0
50,0
70,0
90,0
17 18 19 20 21 22 23 24 1 2 3 4 5 6 7
hora local
w' θθ θθ'
FIGURA 2.17: Variação do parâmetro de estabilidade - z/L, e do fluxo de calor - w’θ’
(K.m.s-1), para as noites: (a) de 11 à 12/02/99, na Floresta; (b) de 12 à
13/02/99, em RM e; (c) de 12 à 13/02/99, na FNS.
Perfis do número de Richardson gradiente (FIGURAS 2.18 a 2.20) mostram que nos
primeiros 200 m, o número de Richardson apresentou valores pequenos – entre 0 e 0,5 –
e durante a maior parte do tempo abaixo de Ri crítico (= 0,25), confirmando a tendência
76
de estabilidade fraca na CLN. Acima dos primeiros 200 m, foi observada uma camada
mais misturada, com Ri tendendo à neutralidade (RI ≅ 0). Esta camada é,
provavelmente, a camada residual misturada verticalmente pela turbulência atmosférica
na tarde anterior. Em geral, a CLN esteve mais estável nas primeiras horas da noite
(entre 17 e 22 hl).
FIGURA 2.18 - Perfis de temperatura potencial (θ), número de Richardson gradiente (Ri) e, componentes zonal (u) e meridional (v) da velocidade do vento, obtidos pelo balão cativo, na noite de 11 à 12/02/99, na Floresta.
77
FIGURA 2.19 - Perfis de temperatura potencial (θ), número de Richardson gradiente (Ri) e, componentes zonal (u) e meridional (v)
da velocidade do vento, obtidos pelo balão cativo, na noite de 12 à 13/02/99, em RM.
78
FIGURA 2.20 - Perfis de temperatura potencial (θ), número de Richardson gradiente (Ri) e, componentes zonal (u) e meridional (v)
da velocidade do vento, obtidos pelo balão cativo, na noite de 12 à 13/02/99, na FNS.
79
80
2.8. Jatos na Camada Limite Noturna (Jatos Noturnos – JNs)
Uma característica peculiar em situações de camadas limite com atmosfera estável é o
aparecimento, juntamente com a inversão de temperatura, de um jato de vento nos
baixos níveis, freqüentemente nos primeiros 1000 m da atmosfera. Um jato atmosférico
é uma estreita corrente de ar, movendo-se com muita rapidez a uma determinada altura
e por um período. Um jato da camada limite é assim denominado quando esta corrente
de jato ocorre nos primeiros 1 – 2 km acima da superfície. É também conhecido como
Jato de Baixos Níveis, ou Jato Noturno (JN) por ser um fenômeno de ocorrência comum
sob as condições noturnas estáveis e faz parte da estrutura e dinâmica da CLN.
Entretanto, suas causas e mecanismos de desenvolvimento ainda permanecem tópicos
pouco explorados em estudos da CLN, principalmente sobre a região Amazônica.
O termo Jato de Baixos Níveis tem sido largamente utilizado para se referir a qualquer
máximo na velocidade do vento, que ocorra nos níveis mais baixos da atmosfera,
podendo ter inúmeros mecanismos de desenvolvimento, fato responsável pela
ambigüidade no uso deste termo na literatura. Como por exemplo, os perfis de jatos de
baixos níveis observados nas correntes de ar frio que ocorrem atrás das frentes frias,
frentes de rajada de grandes tempestades e frentes de brisa marítima (Darby et al.,
2002). Outro exemplo é o aparecimento de Jatos de Baixos Níveis (gerados devido à
baroclinicidade causada pela inclinação do terreno e associados a movimentos de
grande escala) que cobrem extensas áreas à leste de grandes cadeias de montanhas, tais
como os Andes na América do Sul (Wang e Fu, 2004 e Marengo et al., 2004) e as
Montanhas Rochosas na América do Norte (Wang e Fu, 2004). Neste trabalho
preocupou-se em abordar a ocorrência e o efeito local do jato de baixos níveis na CLN
(aqui denominado de Jato Noturno – JN), de acordo com os critérios de identificação
detalhados mais adiante.
Estes jatos têm sido observados, com maior ou menor freqüência, ao redor do mundo e
sua ocorrência é mais comum durante o verão. Diversos estudos já foram realizados
sobre o assunto, a maioria deles nas latitudes médias e polares (ver Smedman et al.,
81
1993; Whiteman et al., 1997; e Andreas et al., 2000). Banta et al. (2002) investigaram,
durante o experimento CASES-99 (realizado no Kansas - EUA), a ocorrência de jatos
de baixos níveis formados devido ao “mecanismo de Blackadar” – oscilações inerciais
geradas devido ao resfriamento radiativo da superfície após o pôr-do-sol e o
conseqüente desacoplamento da superfície (Blackadar, 1957) – cujo papel na geração de
cisalhamento e turbulência entre o nível do jato e a superfície pode influenciar e, por
vezes até, controlar as trocas turbulentas entre a superfície e a atmosfera, à noite.
Nos Trópicos, por outro lado, o fenômeno não é muito investigado ainda devido,
principalmente, às condições especiais de desenvolvimento da CLN sobre tais regiões,
particularmente sobre florestas tropicais. Na região Amazônica a ocorrência de tal
fenômeno é ainda pouco explorada e alguns poucos estudos têm abordado o assunto,
tais como os de Greco et al. (1992) e de Oliveira e Fitzjarrald (1993).
Com o intuito de adicionar algum conhecimento a respeito deste tema para a região da
floresta tropical, especialmente na Amazônia, propôs-se a seguinte questão: “Quais as
características dos jatos noturnos que ocorrem na CLN sobre a região Amazônica?”
Para tentar responder a esta pergunta deve-se, primeiramente, definir os critérios usados
para identificar JNs.
Diferentes critérios têm sido citados na literatura para definir um JN, tal como a
definição de um limite mínimo de velocidade para o jato (10 – 20 m.s-1, por exemplo) e
a altura máxima acima da superfície considerada (Stull, 1988). O critério utilizado no
presente trabalho foi baseado naquele estipulado por Andreas et al. (2000) – com
algumas modificações devido ao conjunto de dados observados – e considerou como um
perfil característico de jato aquele que apresentasse um máximo local da velocidade do
vento maior ou igual a 5 m.s-1, ocorrendo nos primeiros 1000 m a partir da superfície, e
que fosse pelo menos 1,5 m.s-1 maior que as velocidades nos níveis acima e abaixo do
jato.
82
Para a identificação de JNs sobre a área experimental foram analisados 326 perfis de
vento coletados por radiossonda, durante o período do experimento WetAMC-LBA, e
145 perfis de vento durante o RBLE3 (TABELA 2.6) – dos quais 94 mostraram uma
configuração de JN segundo os critérios descritos anteriormente. A maioria deles – 65
eventos – ocorreu durante o WetAMC-LBA e o restante – 29 eventos – durante o
RBLE3. A maior parte dos casos aconteceu na FNS, que apresentou um total de 43
perfis com características de JN (sendo 29 durante o WetAMC-LBA e 14 durante o
RBLE3). Na floresta foram identificados 36 perfis característicos de JN, para os dois
conjuntos de dados analisados (21 durante o WetAMC-LBA e 15 durante o RBLE3). E
em RM, no período do experimento WetAMC-LBA, foram observados 15 perfis com
características de JN a partir das radiossondagens.
Tanto na estação seca como na estação úmida, a maioria dos casos de JN foi de eventos
isolados em uma noite em particular, observados durante uma única sondagem. De fato,
a maior parte das sondagens analisadas, para ambos os experimentos, apresentou perfil
de vento com forma de jato, mas que, no entanto, não se enquadravam em algum dos
critérios adotados neste estudo para a caracterização de um JN. A proporção de casos de
JNs observados durante as duas épocas estudadas foi a mesma: cerca de 20% do total de
perfis analisados durante cada experimento (RBLE3 e WetAMC-LBA) apresentou
configuração de Jato.
TABELA 2.6 – Número de casos de jatos observados durante os experimentos RBLE3 (estação seca) e o WetAMC-LBA (estação úmida).
RBLE3 WetAMC-LBA
Floresta FNS Floresta FNS RM Casos
15 14 21 29 15
As TABELAS 2.7a à 2.7e mostram os dias e horários em que foram registrados casos
de JNs durante o RBLE3 (Floresta e FNS) e o WetAMC-LBA (Floresta, FNS e RM).
Durante o RBLE3 o JN foi observado, predominantemente, nos horários de 00 hl e 06
horas da manhã, tanto sobre a floresta como na FNS, mostrando uma tendência à
83
ocorrer cedo pela manhã. Durante o WetAMC-LBA essa tendência se inverteu sobre as
áreas desmatadas, onde o JN ocorreu preferencialmente durante a noite bem
estabelecida – nos horários de 20, 23 e 02 hl na FNS, e 20 e 02 hl em RM; sobre a
floresta manteve-se a tendência do JN ocorrer pela manhã – nos horários de 05 hl e 08
horas da manhã, predominantemente.
TABELA 2.7a – Altura e Velocidade dos JNs observados durante o RBLE3 (estação seca), sobre a Floresta.
Dia Hora local Altura do eixo do Jato (hJ)
Velocidade do vento (m.s-1)
Direção do vento (o)
14/08 18:00 370 17,7 163 (SSE) 15/08 06:00 270 8,6 186 (S) 15/08 09:00 320 9,6 147 (SSE) 17/08 06:00 320 9,8 156 (SSE 18/08 00:00 720 12,0 99 (E) 18/08 06:00 620 7,5 99 (E) 19/08 00:00 370 7,1 44 (NE) 19/08 18:00 870 5,8 95 (E) 20/08 18:00 470 6,4 89 (E) 21/08 06:00 270 7,0 99 (E) 21/08 18:00 370 6,8 81 (E) 22/08 18:00 470 5,3 239 (WSW) 23/08 00:00 520 5,9 101 (E) 26/08 00:00 320 6,8 340 (WNW) 26/08 06:00 270 7,1 302 (NNW)
84
TABELA 2.7b – Altura e Velocidade dos JNs observados durante o RBLE3 (estação seca), sobre a FNS.
Dia Hora local Altura do eixo do Jato (hJ)
Velocidade do vento (m.s-1)
Direção do vento (o)
15/08 00:00 670 5,5 177 (S) 15/08 06:00 520 7,4 142 (SE) 16/08 00:00 420 7,1 160 (SSE) 16/08 06:00 520 10,5 152 (SSE) 17/08 06:00 470 9,8 148 (SSE) 17/08 09:00 420 10,0 114 (ESE) 18/08 06:00 920 7,7 89 (E) 19/08 06:00 370 5,1 62 (ENE) 20/08 00:00 370 5,8 54 (NE) 20/08 09:00 420 9,3 108 (ESE) 22/08 06:00 420 5,2 51 (NE) 25/08 18:00 420 7,0 32 (NNE) 26/08 00:00 420 7,8 344 (NNW) 26/08 06:00 670 5,3 294 (WNW)
TABELA 2.7c – Altura e Velocidade dos JNs observados durante o WetAMC-LBA (estação úmida), sobre a Floresta.
Dia Hora local Altura do eixo do Jato (hJ)
Velocidade do vento (m.s-1)
Direção do vento (o)
01/02 23:00 550 8,1 18 (NNE) 02/02 02:00 600 9,4 10 (N) 02/02 23:00 450 7,5 50 (NE) 03/02 02:00 500 7,9 54 (NE) 03/02 05:00 800 9,1 42 (NE) 03/02 08:00 750 10,6 33 (NE) 04/02 08:00 550 5,0 274 (W) 04/02 17:00 700 7,2 295 (WNW) 04/02 20:00 600 6,4 264 (W) 06/02 20:00 750 5,1 337 (NNW) 06/02 23:00 700 5,7 350 (N) 07/02 23:00 700 7,8 17 (NNE) 08/02 08:00 700 8,7 19 (NNE) 13/02 08:00 450 6,8 313 (NW) 13/02 20:00 750 6,3 31 (NNE) 16/02 08:00 600 5,7 353 (N) 18/02 05:00 500 9,0 16 (NNE) 19/02 05:00 700 6,3 201 (SSW) 19/02 08:00 550 7,2 183 (S) 20/02 08:00 450 6,3 330 (NNW) 24/02 05:00 800 6,6 333 (NNW)
85
TABELA 2.7d – Altura e Velocidade dos JNs observados durante o WetAMC-LBA (estação úmida), sobre a FNS.
Dia Hora local Altura do eixo do Jato (hJ)
Velocidade do vento (m.s-1)
Direção do vento (o)
01/02 05:00 800 6,5 34 (NE) 01/02 08:00 800 5,2 55 (NE) 03/02 02:00 500 6,9 46 (NE) 03/02 05:00 800 7,8 34 (NE) 03/02 08:00 900 9,5 39 (NE) 03/02 20:00 600 7,2 265 (W) 04/02 20:00 800 6,0 281 (W) 04/02 23:00 750 5,0 263 (W) 06/02 20:00 950 9,9 344 (NNW) 06/02 23:00 800 9,1 340 (NNW) 07/02 02:00 700 7,3 341 (NNW) 08/02 02:00 650 8,8 18 (NNE) 10/02 23:00 600 5,7 127 (SE) 11/02 05:00 900 5,2 39 (NE) 12/02 05:00 550 5,8 181 (S) 12/02 23:00 650 6,5 9 (N) 13/02 05:00 850 7,2 313 (NW) 14/02 02:00 750 7,8 2 (N) 14/02 23:00 450 8,2 235 (SW) 18/02 02:00 650 11,3 83 (E) 19/02 08:00 500 7,6 191 (S) 20/02 17:00 650 7,0 27 (NNE) 21/02 20:00 850 6,9 338 (NNW) 23/02 20:00 550 5,7 332 (NNW) 24/02 20:00 700 9,0 282 (WNW) 25/02 23:00 700 8,3 277 (W) 26/02 20:00 950 7,6 300 (WNW) 27/02 20:00 950 8,0 265 (W) 28/02 05:00 700 6,5 274 (W)
86
TABELA 2.7e – Altura e Velocidade dos JNs observados durante o WetAMC-LBA (estação úmida), sobre a RM.
Dia Hora local Altura do eixo do Jato (hJ)
Velocidade do vento (m.s-1)
Direção do vento (o)
01/02 17:00 550 9,2 348 (N) 01/02 20:00 600 9,6 332 (NNW) 02/02 23:00 500 5,7 39 (NE) 03/02 02:00 600 6,2 19 (NNE) 03/02 08:00 700 6,8 28 (NNE) 07/02 02:00 950 9,4 351 (N) 07/02 20:00 700 6,4 18 (NNE) 07/02 23:00 800 9,1 23 (NNE) 08/02 02:00 950 10,0 30 (NNE) 13/02 05:00 650 7,0 342 (NNW) 13/02 08:00 600 6,6 341 (NNW) 13/02 17:00 500 8,3 358 (N) 13/02 20:00 600 6,5 12 (NNE) 15/02 17:00 400 11,2 76 (ENE) 19/02 05:00 450 7,4 196 (SSW)
Em aproximadamente 85% dos casos identificados durante o WetAMC-LBA, os jatos
foram observados entre os 400 e 800 m de altura (FIGURA 2.21a), e em
aproximadamente 94% a velocidade do vento foi menor que 10 m.s-1, com a direção
predominante de componente Norte (isto é, N, NE, NNE, NW e NNW). Já durante o
RBLE3, em cerca de 79% dos casos observados o eixo dos jatos esteve entre 200 e
600 m e em 86% a velocidade esteve abaixo de 10 m.s-1 (FIGURA 2.21b), com a
direção predominante do vento apresentando componentes de Leste (E, NE, ENE, SE e
ESE).
87
0
2
4
6
8
10
12
14
16
0 - 200 200 - 400 400 - 600 600 - 800 800 - 1000
Altura do eixo do Jato, hj (m)
No de casos
Floresta
RM
FNS
0
2
4
6
8
10
12
14
05 - 07 07 - 08 08 - 09 09 - 10 > 10
Velocidade do vento no eixo do Jato, Vj (m.s-1)
No de casos
Floresta
RM
FNS
FIGURA 2.21a – Histogramas dos casos de jatos noturnos observados em Rondônia,
durante o WetAMC-LBA: i) altura do JN (hj); ii) velocidade do
vento no JN (Vj).
88
0
1
2
3
4
5
6
7
8
9
10
0 - 200 200 - 400 400 - 600 600 - 800 800 - 1000
Altura do eixo do Jato, hj (m)
No de casos
Floresta
FNS
0
1
2
3
4
5
6
7
05 - 07 07 - 08 08 - 09 09 - 10 > 10
Velocidade do vento no eixo do Jato, Vj (m.s-1)
No de casos
Floresta
FNS
FIGURA 2.21b – Histogramas dos casos de jatos noturnos observados em Rondônia,
durante o RBLE3: i) altura do JN (hj); ii) velocidade do vento no JN
(Vj).
89
A estrutura da CLN na presença do jato foi avaliada com base no desenvolvimento dos
perfis verticais das variáveis que definem o estado físico da atmosfera – velocidade do
vento médio (V, em m.s-1), temperatura potencial (θ, em K) e umidade específica (q, em
g.kg-1) – e nos parâmetros derivados destas variáveis que servem para caracterizar seu
desenvolvimento e evolução com a altura – gradiente vertical de temperatura ( zθ ∂∂ ),
cisalhamento do vento médio (S, em s-2) e o número de Richardson de gradiente (Ri,
adimensional).
Avaliou-se o gradiente vertical da temperatura potencial acima ( A|zθ/∂∂ ) e abaixo
( B|zθ/∂∂ ) da altura do Jato (hj), para os 94 casos de JN observados durante as duas
épocas estudadas e, em termos médios, os valores encontrados foram semelhantes: o
valor médio B|zθ/∂∂ foi sempre maior que o valor médio de A|zθ/∂∂ , tanto sobre a
FNS (pastagem), quanto sobre a Floresta e RM (avaliado apenas durante o WetAMC-
LBA). Tanto na Floresta como na FNS, B|zθ/∂∂ foi maior durante o RBLE3 (época
seca); já A|zθ/∂∂ apresentou valores mais elevados durante o WetAMC-LBA (época
úmida), na Floresta e na FNS. Isso indica uma tendência da CLN em apresentar uma
configuração mais estável acima do jato durante a época úmida.
Quando considerada a evolução vertical de zθ ∂∂ , no entanto, diferenças sutis entre as
épocas seca (RBLE3) e úmida (WetAMC-LBA) podem ser observadas. Durante o
RBLE3, observou-se que zθ ∂∂ diminuía com a altura nos primeiros metros abaixo de
hj, e próximos à superfície, até atingir um valor nulo ou bem próximo de 0 (menor que
0,01), permanecendo constante acima do jato. Portanto, o gradiente vertical de θ é maior
nos níveis mais baixos, onde os valores de Ri próximos de 0 indicam a presença de
turbulência fraca abaixo do jato. As FIGURAS 2.22 e 2.23 mostram dois exemplos da
estrutura vertical da CLN na presença do jato sobre a Floresta e a FNS, respectivamente,
durante o RBLE3. Verifica-se que o aumento de θ com a altura é bastante acentuado
abaixo do jato; acima do jato o crescimento de θ é muito pequeno (ou quase nulo) e uma
camada um pouco mais misturada pode ser notada no perfil de θ em ambos os sítios.
90
Essa mistura também é notada no perfil de q, cujo decréscimo com a altura (bastante
acentuado abaixo de hj) é suavizado acima do jato, onde uma mistura rasa é formada,
estendendo-se por, aproximadamente, 200 m. Essa camada rasa bem misturada acima
do jato é, provavelmente, a camada residual (CR) formada a partir da mistura turbulenta
da tarde anterior que ocorre acima do jato e tende a ser menos marcante, do que nas
noites sem a presença do JN.
Durante o WetAMC-LBA notou-se o aumento de zθ ∂∂ com a altura abaixo do jato, até
próximo de hj (quando o JN era observado entre 400 e 600 m de altura), tornando-se
constante a partir daí. Abaixo do jato, valores de Ri próximos de 0 (para a Floresta e
FNS) e variando entre -1 e 1 (em RM) indicaram uma mistura turbulenta fraca nesta
região, principalmente sobre a Floresta e a FNS (FIGURAS 2.24 e 2.25), onde foi
notada no perfil de θ uma mistura fraca, entre 200 e 400 m, próximo à superfície. Essa
mistura também foi, algumas vezes, observada nos perfis de umidade, especialmente
sobre a Floresta e RM (FIGURA 2.26), e estendia-se por cerca de 200 m na região
abaixo do jato, diminuindo deste modo as perdas radiativas de calor na camada
compreendida entre a superfície e o JN. Acima do jato, tanto o aumento de θ como o
decaimento de q com a altura, são observados de forma constante, e valores de Ri
indicam uma atmosfera mais estável nesta região, facilitando as perdas radiativas de
calor. Não foi observada a presença da CR durante esta época.
91
FIGURA 2.22 - Exemplo da estrutura da CLN sobre a floresta, na presença de JN,
durante o RBLE3. Perfis verticais da Velocidade do vento, Número de Richardson de gradiente (Ri), Temperatura potencial (θ) e umidade específica (q), obtidos por radiossondagem para os dias 19 e 21/08/94 às 00 hl e 06 hl, respectivamente.
92
FIGURA 2.23 - Exemplo da estrutura da CLN sobre a FNS (pastagem) na presença de
JN, durante o RBLE3. Perfis verticais da Velocidade do vento, Número de Richardson de gradiente (Ri), Temperatura potencial (θ) e umidade específica (q), obtidos por radiossondagem para 15/08/94 às 00 hl e 06 hl.
93
FIGURA 2.24 - Exemplo da estrutura da CLN sobre a floresta, na presença de JN,
durante o WetAMC-LBA. Perfis verticais da Velocidade do vento, Número de Richardson de gradiente (Ri), Temperatura potencial (θ) e umidade específica (q), obtidos por radiossondagem para o dia 03/02/99 às 05 hl e 08 hl.
94
FIGURA 2.25 - Exemplo da estrutura da CLN sobre a FNS, na presença de JN, durante
o WetAMC-LBA. Perfis verticais da Velocidade do vento, Número de Richardson de gradiente (Ri), Temperatura potencial (θ) e umidade específica (q), obtidos por radiossondagem para os dias 18 e 21/02/99 às 02 hl e 20 hl, respectivamente.
95
FIGURA 2.26 - Exemplo da estrutura da CLN sobre RM, na presença de JN, durante o
WetAMC-LBA. Perfis verticais da Velocidade do vento, Número de Richardson de gradiente (Ri), Temperatura potencial (θ) e umidade específica (q), obtidos por radiossondagem para o dia 07/02/99 às 02 hl e 20 hl.
96
2.8.1. Estudo dos Jatos Noturnos em Rolim de Moura – Sistema de Sondagem
Rádio-Acústico (RASS)
Durante o experimento WetAMC-LBA, a partir da análise das informações coletadas
pelo RASS, em Rolim de Moura, verificou-se a ocorrência de jatos em 9 dias, no
período entre 08 e 28/02/99, a maior parte deles em concordância com os eventos
observados a partir das radiossondagens. Na FIGURA 2.27 são mostrados os dias nos
quais houve ocorrência de jatos, a altura em que foram observados (FIGURA 2.27A) e a
velocidade do vento no eixo do jato (FIGURA. 2.27B). A maioria dos eventos
observados aconteceu entre as 16 e 24 hl, durante as noites de 11, 13 e 18 de
fevereiro/1999. De um total de 39 casos identificados, 22 ocorreram nestes dias.
Para a maioria dos eventos, a altura do eixo do jato foi inferior, ou igual, a 600 m
(FIGURA 2.28A) – 25 casos, cerca de 74% do total, concordando com os resultados
obtidos a partir da análise dos dados de radiossonda mostrados anteriormente, em que
64% dos casos ocorreram abaixo dos 600 m. Os valores da velocidade do vento no eixo
do jato, por sua vez, foram muito mais altos que aqueles observados a partir das
radiossondagens: foram verificados 23 casos com velocidade acima de 10 m.s-1 –
aproximadamente 74% do total (FIGURA 2.28B).
97
0
200
400
600
800
1000
1200
00:00 02:24 04:48 07:12 09:36 12:00 14:24 16:48 19:12 21:36 00:00
Hora Local
Altura do eixo do Jato, z
j (m)
08 /02 09 /02 10 /02 11/02 12 /02
13 /02 15/02 18 /02 19 /02
A
0
5
10
15
20
25
30
35
00:00 02:24 04:48 07:12 09:36 12:00 14:24 16:48 19:12 21:36 00:00
Hora Local
Velocidade no eixo do Jato, V
j (m.s
-1)
08 /02 09 /02 10 /02 11/02 12 /02
13 /02 15/02 18 /02 19 /02
B
FIGURA 2.27 - A) Alturas do eixo do Jato observadas durante os eventos identificados
em Rolim de Moura, a partir dos dados do RASS; B) Velocidades do
vento no eixo do Jato observadas durante os eventos identificados em
Rolim de Moura, a partir dos dados do RASS
98
0
1
2
3
4
5
6
7
8
9
10
11
12
100 - 200 200 - 400 400 - 600 600 - 800 800 - 1000
Altura do eixo do Jato, zj (m)
No de ocorrências
0
5
10
15
20
25
07 - 09 09 - 10 > 10
Velocidade do vento no eixo do Jato, Vj (m.s-1)
No de ocorrências
FIGURA 2.28 – Histogramas dos casos de jatos noturnos observados a partir do RASS,
em Rolim de Moura: A) altura do JN (zj); B) velocidade do vento no
JN (Vj).
99
2.9. Sumário dos Resultados
A partir das análises apresentadas anteriormente, pôde-se resumir os resultados
encontrados em quatro blocos, a seguir.
Durante a estação seca a CLN foi mais profunda na floresta – com valores médios entre
180 m (no horário das 18 hl) e 420 m (as 05 hl) – do que na pastagem – valores médios
de hi variando entre um mínimo de 110 m (as 19 hl) e o máximo de 320 m (entre 05 e
07 hl). Durante o período de chuvas a profundidade da CLN foi bem menor,
observando-se o desenvolvimento mais pronunciado da CLN sobre Rolim de Moura
(transição floresta-pastagem) –entre 215 m (no horário de transição às 07 hl) e 296 m
(às 06 hl) e sobre a floresta – em torno de 282 m (as 22 hl) e 152 m, no início da noite
(18 hl). Já a FNS (pastagem) apresentou valores médios de hi entre 264 m (às 22 hl) e
156 m (no horário de transição da CLN para a CLC). De um modo geral, as
discrepâncias entre a Floresta e os sítios representativos de áreas desmatadas (FNS e
RM) foram mais suaves durante a época úmida, uma conseqüência esperada do alto teor
de umidade transportada para a região neste período, devido à ação da circulação de
grande escala.
A análise da turbulência noturna – segundo a classificação desenvolvida por Mahrt et al
(1998a) e Mahrt (1999) – durante o WetAMC-LBA mostrou que neste período a CLN
esteve, predominantemente, sob o regime de turbulência pouco estável, confirmando a
tendência verificada pelo número de Richardson, cujos valores variaram entre 0 e 0,5
(valores típicos de atmosfera neutra) nos primeiros 200 m da CLN.
Em noites onde foram verificadas a presença do JN, notou-se durante o WetAMC-LBA
a predominância de valores de Ri próximos de 0 (para a Floresta e FNS) e variando
entre -1 e 1 (em RM) abaixo da altura do jato, próximo à superfície, indicando uma
mistura turbulenta fraca nesta região, principalmente sobre a Floresta e a FNS, onde esta
mistura fraca se refletiu no perfil de θ, entre 200 e 400 m, próximo à superfície; e em
RM onde pôde-se observar a mistura também nos perfis de umidade específica,
100
estendendo-se por cerca de 200 m na região abaixo do jato, o que certamente contribuiu
para diminuir as perdas radiativas de calor na camada compreendida entre a superfície e
o JN. A região acima do jato apresentou características de estratificação mais estável e,
provavelmente devido a isto, não foi observada a presença da CR na presença do jato,
durante esta época.
Já durante o RBLE3 foi observado que na presença do jato, sobre a Floresta e a FNS,
verifica-se o acentuado aumento de θ com a altura abaixo do jato; acima do jato o
crescimento de θ é muito o pequeno (ou quase nulo) e uma camada um pouco mais
misturada pode ser notada em ambos os sítios, tanto no perfil de θ como no de q. Essa
camada bem misturada acima do jato é, provavelmente, a camada residual (CR)
formada a partir da mistura turbulenta da tarde anterior e menos marcante na presença
do jato.
101
CAPÍTULO III
ASPECTOS DE MODELAGEM
Este capítulo apresenta as simulações numéricas realizadas para avaliar o
desenvolvimento da CLN em Rondônia, com o objetivo de investigar algumas situações
observadas em campo, visando deste modo aumentar os conhecimentos sobre seu
funcionamento devido a diferentes condições iniciais e/ou de contorno e forçantes
externas, tais como: a ocorrência de precipitação e as condições de umidade do solo;
desmatamento (diferenças e/ou semelhanças entre áreas de pastagem, transição floresta-
pastagem e floresta).
3.1. Características do Modelo
Existe uma grande diversidade de modelos numéricos que tentam descrever e prever o
comportamento da CLN, sob diferentes aspectos: mistura turbulenta, espalhamento de
aerossóis e transporte de espécies, profundidade, variabilidade e condições de
estabilidade, temperaturas de superfície, fluxos e formação de nevoeiros (sendo os dois
últimos mais observados em modelagem de previsão numérica de tempo – PNT). Com o
crescente interesse da comunidade científica em entender as complexas interações entre
a atmosfera e a superfície terrestre subjacente, modelos verticais unidimensionais estão
sendo extensivamente utilizados para estudar o papel dos processos de superfície no
desenvolvimento da CLN.
O modelo escolhido neste estudo para realizar as simulações foi o Modelo Acoplado da
Camada Limite-Planta-Solo – OSU-CAPS (“Oregon State University – Coupled
Boundary Layer-Plant-Soil Model”), por ser o esquema de superfície atualmente
acoplado a uma das versões do modelo de meso-escala ETA, que se encontra
implementado operacionalmente no CPTEC. Este esquema é um modelo
unidimensional (modelo de coluna) desenvolvido para simular a mistura turbulenta na
102
Camada Limite Atmosférica, considerando as condições do solo e da superfície
vegetada (ver FIGURA 3.1), para aplicações nas quais não seja possível uma alta
resolução vertical na descrição da CLA (caso dos MCGs). Neste modelo alguns dos
principais processos da CLA são descritos: balanço de energia à superfície, mistura
turbulenta, entranhamento no topo da camada, estabilidade atmosférica.
Na versão atual do OSU-CAPS, o modelo que descreve a Camada Limite Planetária
elaborado por Troen e Mahrt (1986) foi acoplado ao modelo ativo de duas camadas de
solo de Mahrt e Pan (1984) e também incorporou a formulação desenvolvida por Mahrt
e Ek (1984), para a evapotranspiração de Penman, e o modelo para o dossel de Pan e
Mahrt (1987). As equações utilizadas nesta composição do modelo são,
suficientemente, abrangentes para aproximar os processos físicos considerados como os
mais importantes, porém simples o suficiente para permitir que simulações de baixa e
alta resolução sejam executadas em poucos minutos por um PC (“Personal Computer”),
tanto para condições diurnas (instáveis) como para noturnas (estáveis). Por exemplo, os
testes realizados neste estudo – rodados em um PC Pentium 4, CPU 2.40 GHz e
256 MB de RAM – levaram em média 8 minutos, para simular 15 horas.
Betts et al. (1997), utilizando uma série de dados coletados no verão (boreal) de 1987
durante o experimento FIFE (para maiores detalhes deste experimento ver Betts et al.,
1993 e Betts e Ball, 1994), avaliaram o modelo OSU acoplado em uma versão
operacional do Modelo regional Eta, e concluíram que a física do modelo OSU descreve
bem o acoplamento entre a superfície e a Camada Limite, principalmente durante a
noite. Entretanto, o modelo apresenta algumas inconveniências tais como: mostrar um
ciclo diurno muito grande para a temperatura de superfície, ser mais sensível à erros na
estimativa do saldo de radiação, e subestimar o entranhamento no topo da camada de
mistura. Apesar disso, resultados para uma simulação de chuva no modelo mostraram
que, embora o impacto da cobertura de nuvens sobre o balanço de radiação de ondas
curtas seja subestimado, a interação entre os esquemas de superfície, camada limite e
convecção, durante eventos de precipitação, foi satisfatória.
103
FIGURA 3.1 - Esquema do modelo OSU-CAPS
FONTE: http://www.oce.orst.edu/ats/
104
De acordo com a descrição original desenvolvida por Troen e Mahrt (1986), a
formulação relativa ao desenvolvimento da profundidade da CLA visou atender as
seguintes considerações:
1) não exigir uma alta resolução para a descrição da inversão térmica;
2) permitir a transição contínua entre a Camada Limite estável e instável;
3) descrever o caso próximo da neutralidade, no qual os fluxos de superfície não
são importantes;
4) remover algumas inconsistências referentes à aplicação da teoria da
similaridade na superfície e a correção do fluxo contragradiente.
a) Detalhamento das camadas no OSU-CAPS
a.1) Descrição da Camada Limite Superficial (CS)
O esquema de parametrização da CS de Louis (1979) é utilizado para relacionar os
fluxos à superfície de calor, momento e vapor d’água, com os valores de temperatura,
componentes do vento e umidade específica nos níveis mais baixos do modelo.
Considera-se que a CS é, portanto, a camada entre a superfície e os primeiros níveis do
modelo, e que a mesma esteja em equilíbrio, obedecendo a similaridade camada-
superfície.
b.1) Descrição da Camada Limite acima da CS
O modelo prevê a evolução da mistura turbulenta, em termos da temperatura potencial
(θ), umidade específica (q), e componentes horizontais do vento (V, ou u e v). O
105
conjunto de equações prognósticas é mostrado a seguir de forma simplificada, na qual
apenas os termos da difusão vertical devido à mistura turbulenta na CLA e da advecção
devido ao campo do movimento vertical prescrito estão representados:
∂
∂−
∂
∂
∂
∂=
∂
∂
zw
zmKzt
VVV (3.1a)
∂
∂−
−
∂
∂
∂
∂=
∂
∂
z
θ w
θγ
z
θhK
z t
θ (3.1b)
∂
∂−
∂
∂
∂
∂=
∂
∂
z
q w
z
qhK
z t
q . (3.1c)
As unidades são dadas em m.s-1 (em 3.1a), K.s-1 (em 3.1b) e s-1 (em 3.1c) e θγ é a
correção do contra-gradiente para a temperatura potencial dado por
=
instávelCLA a para ,hw
)θ'(w'C
estávelCLA a para , 0
γ
S
S
θ ; (3.2)
sendo C = 8,5 uma constante adimensional modificada por Holtslag (1987); S)θ'(w' o
fluxo de calor sensível à superfície; h (em m) a altura da CLA; e a velocidade de escala
da CLA, dada em m.s-1, ( )Lz Φ uw S-1
m*S = – em que u* (em m.s-1) é a velocidade de
fricção à superfície, zS (em m) é o topo da CS (igual à 0,1h, no modelo), L (em m) é o
comprimento de Monin-Obukhov e mΦ é a função adimensional do perfil para o
cisalhamento do vento cuja definição é apresentada mais adiante.
106
Para condições de atmosfera neutra, à medida que L tende para ∞± , a velocidade de
escala wS tende para u*. E para o caso de convecção livre, à medida que V tende à 0, u*
tende à 0 e
≅
S
SSS θ
)θ'(w'k g z 7w ; (3.3)
em que g é a aceleração a gravidade (≅ 9,8 m.s-1), k (≅ 0,40) é a constante de von
Karman e θS é a temperatura potencial à superfície.
� Para condições atmosféricas INSTÁVEIS (diurnas)
A função adimensional do perfil para o cisalhamento do vento, obtida a partir da
formulação elaborada por Businger et al. (1971) e modificada por Holtslag (1987), é
dada por:
3/1
mL
z 51 1Φ
−
−= (3.4)
E o coeficiente de difusividade turbulenta para o calor é definido como
2/1
hL
z 51 1Φ
−
−= (3.5)
O coeficiente de difusividade turbulenta para o momento (Km, em m-2.s-1), modificado
por Holtslag (1987), é dado por:
p
Sh
−=z
1 h
zk h wKm (3.6)
107
em que se considera que a CS estende-se até uma altura Sz z = . Para o caso instável,
portanto, assume-se que velocidade de escala relevante, wS, é constante e dada na forma
da equação (3.3).
O coeficiente de difusividade turbulenta para o calor (Kh, em m-2.s-1) é definido pela
relação de Km com o número de Prandtl (Pr) turbulento, da seguinte forma:
Prmh KK = . (3.7)
Na qual, para o caso Instável,
z
k C
L
zm
L
zh
z z
Pr
S
+
Φ
Φ
=
=h
. (3.8)
� Para condições atmosféricas ESTÁVEIS (noturnas)
A função adimensional do perfil para o cisalhamento do vento, também modificada por
Holtslag (1987), assume os seguintes valores:
+=
Estável
Estável
muito caso , 0,6
caso , L
z 5 1
Φm ; (3.9)
sendo z (em m) a altura acima do solo. O coeficiente de difusividade turbulenta para o
momento (Km, em m-2.s-1), é dado na forma
21-
m*m
z1 zk (z/L)) Φ (uK
−=h
. (3.10)
108
Sendo assim, no caso estável L e u* são, respectivamente, o comprimento de escala e a
velocidade de escala relevantes. A profundidade da CLN, h, é definida como a altura na
qual a turbulência cessa, e não influencia a velocidade de escala da camada. O número
de Prandtl (Pr, adimensional), neste caso, assume um valor constante (= 1,0) e o
coeficiente de difusividade turbulenta para o calor (Kh, em m-2.s-1) – dado pela relação
da equação (3.7) – é igual à Km.
a.3) Determinação da profundidade (h) da CLA
A altura do topo da camada, ou profundidade da CLN – h (FIGURA 3.2), é determinada
por uma equação diagnóstica, tal que,
)θ)(θ(
)(θ*0
2
0
−=
hg
hRih CR
V. (3.11)
Sendo θo a temperatura potencial (em K) no primeiro nível do modelo acima da
superfície, RiCR (= 0,25) o número de Richardson crítico da camada, θ (h) a temperatura
potencial no topo da camada e )(hV é a velocidade horizontal do vento no topo da
camada. Esta aproximação para h requer a especificação de uma “temperatura potencial
nos baixos níveis, *0θ , definida da seguinte forma:
+
=
Instável
Estável
S
caso , w
)' (w' C
caso ,
S0
0
*0
θθ
θ
θ . (3.12)
109
Z
θ (Z)
θ (Z1)
Z1
θS
f (Ri)
θ (h)
h
f (Ri)
θ (Z1)
θ (h)
h
CASO INSTÁVEL
CASO ESTÁVEL
Z
θ (Z)
θ (Z1)
Z1
θS
f (Ri)
θ (h)
h
f (Ri)
θ (Z1)
θ (h)
h
CASO INSTÁVEL
CASO ESTÁVEL
Z
θ (Z)
θ (Z1)
Z1
θS
f (Ri)
θ (h)
h
f (Ri)
θ (Z1)
θ (h)
h
CASO INSTÁVEL
CASO ESTÁVEL
FIGURA 3.2 - Representação esquemática do cálculo da altura da CLA (h), no modelo
OSU-CAPS, para os casos INSTÁVEL e ESTÁVEL. Z é a altura e θ(Z) é
a temperatura potencial em uma dada altura; θ(Z1) é a temperatura
potencial no primeiro nível do modelo; θS é a temperatura da superfície
estimada a partir do balanço de energia à superfície; θ(h) é a
temperatura potencial no topo da CLA; e f(Ri) se refere a uma função
do número de Richardson da camada.
FONTE: Adaptada de Ek e Mahrt (1991).
110
3.2. Características das Simulações
O modelo foi rodado “off line” com dados obtidos dos três sítios experimentais, para 3
noites diferentes, escolhidas por serem as que representavam o conjunto mais adequado
de condições ambientais. Um fluxograma dos cálculos realizados pelo modelo é
mostrado na Figura 3.3.
A inicialização foi executada a partir de um arquivo de dados (chamado arquivo de
controle) contendo os perfis verticais iniciais da temperatura do ar (em ˚C), umidade
específica (em g.kg-1) e vento – componentes u, v e w (cujos valores foram calculados a
partir da equação da divergência do vento para a área de abrangência das
radiossondagens), bem como os parâmetros e condições iniciais à superfície para cada
sítio experimental (Tabela 3.1), tais como latitude e longitude; comprimento de
rugosidade para o momento e para o calor (Z0 e Z0H, respectivamente, em m), altura do
deslocamento do plano zero (d, em m) e albedo da superfície (α, adimensional); tipo de
solo e temperatura do solo (em K) para as 2 camadas definidas no modelo; temperatura
de referência (em K) do ar próximo à superfície (usada no cálculo inicial do balanço de
radiação).
TABELA 3.1 - Parâmetros iniciais do modelo para a
Floresta, FNS e RM.
Floresta FNS RM
Z0 (m) ** 3,03 0,06 0,053
Z0H (m) *** 0,303 0,006 0,0053 Albedo ** 0,123 0,171 0,171
Tref (K)*+ 300,65 300,65 300,65
TSOLO1 (K) (5 cm) * 298,0 300,0 299,0
TSOLO2 (K) (1 m) * 298,0 300,0 299,0
FONTE: * Souza et al. (1996); ** Wright et al. (1996);
***Z0H = 0,1Z0 (Garratt, 1992); *+ Estimado a partir da média
observada da temperatura do ar à superfície.
111
Medidas de temperatura do solo obtidas na Floresta e na FNS, realizadas por Alvalá et
al. (2002) em três diferentes profundidades – 10, 20 e 40 cm – mostraram que a variação
térmica nas primeiras camadas do solo é pequena. Assim sendo, no presente trabalho
considerou-se para a inicialização do modelo as temperaturas de solo, a 0,05 e 1 m,
calculadas através da interpolação dos valores apresentados por Souza et al. (1996), para
os sítios de floresta e de pastagem, em Marabá – PA, sítios estes que apresentam solos
com características aproximadamente semelhantes àquelas encontradas nos sítios de
Rondônia.
No caso do cálculo da altura da CLA, o modelo considerava, inicialmente, a altura hi
como o valor encontrado no segundo nível do perfil de inicialização fornecido. Esta
característica incorria em um grave erro nos cálculos da profundidade da camada limite,
principalmente da CLN, cujos valores estimados pelo modelo eram extremamente
baixos (da ordem de grandeza de 30 a 70 m, ou seja, valores típicos da Camada
Superficial). Para solucionar este problema, um valor inicial de hi foi fornecido ao
modelo para que este pudesse iniciar os cálculos – cabe ressaltar que neste trabalho
foram utilizados os valores médios observados no horário de início da integração, para
cada um dos sítios experimentais. A partir daí, uma simples rotina matemática se
encarregou de realizar os cálculos para o período de integração definido.
112
INICIA O OSU-CAPS
LÊ O ARQUIVO DE CONTROLE E ENTRA COM OS DADOS INICIAIS
PARA O MODELO
Definição da grade vertical e interpolação dos dados
• Conversão para a coordenada SIGMA•Cálculo dos fatores para a equação hidrostática
• Interpolação•Checagem de erroCálculo da altura pela Equação
Hidrostática (perfil)
Balanço de radiação de ondas curtas (ROC) e longas (ROL)
Cálculo do cisalhamento, fluxos de calor e umidade na superfície
• Número totalizador de Richardson•Coeficientes de troca na superfície
•Fluxo de umidade no solo•Fluxo de calor no solo
Cálculos da CLA (h, fluxos) Cálculos da CLA com cobertura de nuvens
Atualização das variáveis prognósticas
Saída dos dados(cada 1 hora)
Escreve dados no arquivo de saída
SIM
Fim da integração?
NÃO
FIM
SIM
NÃO
INICIA O OSU-CAPS
LÊ O ARQUIVO DE CONTROLE E ENTRA COM OS DADOS INICIAIS
PARA O MODELO
Definição da grade vertical e interpolação dos dados
• Conversão para a coordenada SIGMA•Cálculo dos fatores para a equação hidrostática
• Interpolação•Checagem de erroCálculo da altura pela Equação
Hidrostática (perfil)
Balanço de radiação de ondas curtas (ROC) e longas (ROL)
Cálculo do cisalhamento, fluxos de calor e umidade na superfície
• Número totalizador de Richardson•Coeficientes de troca na superfície
•Fluxo de umidade no solo•Fluxo de calor no solo
Cálculos da CLA (h, fluxos) Cálculos da CLA com cobertura de nuvens
Atualização das variáveis prognósticas
Saída dos dados(cada 1 hora)
Escreve dados no arquivo de saída
SIM
Fim da integração?
NÃO
FIM
SIM
NÃO
FIGURA 3.3 - Fluxograma do funcionamento do modelo OSU-CAPS.
FONTE: Adaptada de Ek e Mahrt (1991)
113
Simulações de controle, representativas de dois períodos de tempo distintos, foram
rodadas para cada sítio experimental e usadas como padrão para descrever a evolução
da CLN sob condições típicas de desenvolvimento.
• CONTROLE1:
Nesta simulação, todas as rodadas tiveram início às 17 hl (21 GMT), abrangendo deste
modo o período de transição da CLC para a CLN, que se dá entre as 17 e 18 hl. O
período de integração do modelo foi de 15 horas, com intervalos de tempo de integração
de 180 segundos (3 minutos). As simulações foram realizadas para condições típicas de
desenvolvimento da CLN, ou seja, noite de céu claro (Rn médio em torno de
-50 W.m-2), com ventos calmos (de 1,0 a 1,5 m.s-1, ou menor) e sem ocorrência de
chuvas, e utilizaram os parâmetros iniciais da TABELA 3.1.
• CONTROLE2:
Esta simulação apresenta características semelhantes às apresentadas pela simulação
CONTROLE1 – período de integração de 15 horas, com intervalos de 180 segundos
(3 minutos), também utilizando os parâmetros iniciais da TABELA 3.1, e para as
mesmas condições de desenvolvimento – entretanto, todas as rodadas foram iniciadas às
19 hl (23 GMT), para que a evolução da CLN pudesse ser estudada a partir de
condições noturnas já estabelecidas.
Testes (ou experimentos) de sensibilidade foram executados, com o intuito de investigar
a evolução da profundidade e estrutura da CLA durante a noite, sob diferentes
condições. Os experimentos foram planejados para investigar quatro diferentes
condições de desenvolvimento da CLN, a saber:
114
• EXP1: Noite parcialmente nublada (cerca de 4/8 do céu encoberto), com ventos
calmos (1-2 m.s-1, ou menor) e sem ocorrência de chuvas.
• EXP2: Noite nublada (8/8 do céu encoberto), com ocorrência de chuva contínua
ao longo da madrugada – 7,2 mm.h-1, durante 4 horas seguidas.
• EXP3: Noite parcialmente nublada (6/8 do céu encoberto), com ocorrência de
chuva isolada no final da tarde – 10,8 mm durante 30 minutos.
• EXP4: Noite de céu claro, com ocorrência de um máximo relativo na velocidade
do vento (≥ 5 m.s-1) abaixo dos 1000 m de altura (jato noturno).
Os experimentos foram executados para cada sítio experimental, separadamente,
utilizando perfis iniciais diferentes, obtidos a partir das sondagens com balão cativo. A
exceção foi a simulação EXP4, na qual foram utilizados perfis de radiosonda, devido à
impossibilidade dos perfis de balão cativo em captar os sinais do JN.
As simulações de controle foram inicializadas com os perfis dos dias: 11/02/99, para a
floresta; 12/02/99 – para RM; e 08/02/99, para a FNS. Estas 3 noites apresentaram
condições consideradas típicas para o desenvolvimento da CLN, isto é, ventos calmos,
com poucas nuvens e regimes de estabilidade à superfície variando de fracamente
estável ao regime de transição (z/L variando entre 0,0001 e 0,1 na floresta e,
aproximadamente igual a 10 em RM e FNS).
Os experimentos EXP1 à EXP3 utilizaram como perfis verticais de entrada os mesmos
que foram utilizados nas simulações de controle, porém com condições iniciais
diferentes (definidas anteriormente). O experimento EXP4, utilizou um perfil de
radiosonda diferente, para cada sítio – 08/02/99 às 19 hl (FNS), 04/02/99 às 19 hl
(floresta) e 13/02/99 às 19 hl (RM)) – com as condições iniciais definidas anteriormente
para EXP4.
115
3.3. Resultados das Simulações
3.3.1. Simulações de Controle
Os resultados das duas simulações de controle realizadas durante as três noites
selecionadas citadas anteriormente – CONTROLE1 e CONTROLE2 – foram
comparados com dados observados e entre si. As variações do saldo de radiação
simulado e dos fluxos simulados de calor sensível, calor latente e calor no solo, para
estas simulações são ilustradas nas FIGURAS 3.4 a 3.7.
As análises de CONTROLE1 mostram que, tanto em RM como na Floresta, o saldo de
radiação (Rn) foi bem estimado para o período noturno – entre 21 e 06 hl, quando a
CLN já está totalmente estabelecida – e no início da manhã após o nascer do sol (entre
06 e 07 hl); subestimado – em média, cerca de -45 e -50 W.m-2, em RM e na Floresta,
respectivamente – no início da noite (entre 18 e 20 hl, em RM e 17 e 18 hl, na Floresta);
e superestimado, aproximadamente em 33%, durante o período de transição da mistura
convectiva diurna para a fase estável noturna (entre 17 e 18 hl). Já na FNS, o saldo de
radiação é subestimado (em torno de –110 W.m-2) no final da tarde e início da noite
(entre 17 e 19 hl) e durante a madrugada (~ -20 W.m-2) pouco antes do nascer do sol,
entre 04 e 05 hl (FIGURA 3.4).
Estas tendências, embora mais suavizadas, continuaram a aparecer durante o
experimento CONTROLE2 (cuja integração iniciava as 19 hl). As curvas do saldo de
radiação em RM e na Floresta mostraram um valor subestimado durante a primeira
metade da noite em cerca de 25 W.m-2, ajustando-se após as 22 hl (em RM) e após 00 hl
(sobre a Floresta). E na FNS o saldo de radiação estimado oscilou bastante em relação
ao valor observado – embora, tenha se mantido, em média, cerca de 3,4 W.m-2 acima
dos valores observados – até a meia-noite; após este horário, houve um ajuste que se
prolongou até o início da manhã (próximo das 06 hl), quando o valor de Rn calculado
pelo modelo passa a ser superestimado em relação aos valores observado (FIGURA
3.4).
116
Os fluxos de calor sensível (H) e latente (LE) são razoavelmente bem representados
pelo modelo em RM e na Floresta, durante o período em que a CLN já se encontra
estabelecida (entre 20 e 06 hl), com valores bem próximos aos observados – situação
observada tanto para o CONTROLE1 como para o CONTROLE2 (FIGURAS 3.5 e
3.6). Entretanto, durante a transição vespertina e no início da noite, quando a
turbulência atmosférica começa a diminuir e tem início o resfriamento da superfície
após o pôr-do-sol, os valores de H são superestimados e os de LE subestimados, com
relação aos observados. Isto ocorreu principalmente na Floresta, o que pode estar, de
alguma forma, relacionado à representação da biomassa no modelo.
Dentro do modelo, o dossel vegetal é, basicamente, representado através dos parâmetros
que descrevem sua geometria (Z0 – cujo valor depende da altura média do dossel, HC –
e Z0H); de acordo com testes realizados durante a fase de planejamento desta etapa do
trabalho (pré-processamento), usando diferentes valores de Z0 (representando dosséis
com diferentes valores de HC), o modelo não conseguiu gerar bons resultados para
valores de HC acima de 17 m. Tal fato deve estar contribuindo para que os fluxos
turbulentos não sejam corretamente representados na floresta, visto que HC naquele sítio
é da ordem de 33 m (ver em Wright et al., 1996).
Esta situação é um pouco diferente na FNS, onde H simulado concorda quase que
totalmente com os valores observados durante, praticamente, todo o período de
integração (para ambos, CONTROLE1 e CONTROLE2); enquanto que LE é
superestimado (provavelmente devido aos altos valores de umidade do perfil inicial) –
em torno de 40 W.m-2 – durante a maior parte da noite e subestimado (em
aproximadamente –95 W.m-2) durante a transição vespertina.
Em geral, no caso do saldo de radiação e dos fluxos turbulentos de calor latente e
sensível para as condições de umidade do período estudado, o modelo mostrou a
tendência de iniciar com valores bem discrepantes (acima ou abaixo) em relação aos
valores observados, mas ajustou-se ao longo da integração, para ambas simulações. Este
tempo de ajuste foi da ordem de 2 horas do início da integração para a simulação
117
CONTROLE1, e cerca de 1 hora do início da integração, para a simulação
CONTROLE2. No caso do fluxo de calor no solo – G (FIGURA 3.7), de um modo
geral, seu valor foi superestimado na transição da fase convectiva (diurna) para a estável
(noturna) e no início da manhã, e subestimado no início da noite (bem acentuado) e
durante a madrugada (aproximadamente entre 19 e 06 hl), em todos os sítios
experimentais.
Essas características também foram notadas em estudos anteriores realizados por
Murthy et al. (2004), com uma versão do OSU-CAPS, para uma região tropical
localizada no Noroeste da Índia. Os autores observaram que, para condições úmidas
naquela região, o saldo de radiação e os fluxos de calor sensível, latente e no solo não
eram bem representados, e sugeriram a necessidade de modificação na formulação do
fluxo de calor no solo inserida no modelo. Apesar disso, ao comparar a variação dos
fluxos estimados neste estudo às curvas encontradas por Murthy et al. (2004), nota-se
que para o caso de Rondônia a representação está bem melhor ajustada.
A profundidade da CLN (hi) simulada concorda relativamente bem com os valores
observados nos três sítios de medidas (FIGURA 3.8), em relação ao modo como se
desenvolve ao longo do dia (forma de variação), corroborando mais uma vez os
resultados obtidos por Murthy et al. (2004). Do ponto de vista numérico, entretanto,
nota-se que os valores de hi estimados tendem a estar, aproximadamente, 20% acima
dos valores observados.
Na Floresta, hi atingiu o máximo valor às 19 hl – algo em torno de 420 e 410 m, para
CONTROLE1 e CONTROLE2 (TABELAS 3.2 e 3.3), respectivamente, tornando a
diminuir até as 20 hl (quando assumiu valor próximo de 300 m), permanecendo
constante durante a madrugada até as 04 hl, quando apresenta um declínio suave até
atingir seu valor mínimo as 07 hl (em torno de 190 m). Em RM hi tende a aumentar até
as 23 hl, quando atinge seu máximo valor (em torno de 380 m), permanecendo
constante até as 05 hl; sendo que no caso de CONTROLE2 o valor máximo ocorre por
volta de 06 hl (aproximadamente 390 a 400 m). Já na FNS, os valores de hi, simulados
118
pelo CONTROLE1, oscilaram entre 200 e 300 m ao longo do período, com dois
máximos ocorrendo as 19 e 03 hl (com valores em torno de 390 e 350 m,
respectivamente); em CONTROLE2 a variação de hi foi mais suave, com valor máximo
próximo de 300 m, ocorrendo por volta de 01 hl.
A relação entre a variação de H e o crescimento de hi – que é bem notada no final da
tarde (CONTROLE1) e início da noite (CONTROLE2) – parece não funcionar bem
durante o restante da noite (entre 20 e 06 hl), sugerindo que outros fatores, tais como
geração de turbulência mecânica e o desacoplamento da superfície, podem estar
contribuindo para o crescimento da CLN e não estão sendo bem representados no
modelo. Valores dos parâmetros de superfície que descrevem as condições de
estabilidade (como z/L, por exemplo), mostrados nas TABELAS 3.4 e 3.5, indicam que
a camada esteve sob o regime de estabilidade fraca (RPE, conforme discutido no item
2.7).
119
FIGURA 3.4 - Saldo de Radiação (Rn) simulado e observado, para os 3 sítios
experimentais, nas simulações CONTROLE1 e CONTROLE2.
120
FIGURA 3.5 - Fluxo de calor sensível (H) simulado e observado, para os 3 sítios
experimentais, nas simulações CONTROLE1 e CONTROLE2.
121
FIGURA 3.6 - Fluxo de calor latente (LE) simulado e observado, para os 3 sítios
experimentais, nas simulações CONTROLE1 e CONTROLE2.
122
FIGURA 3.7 - Fluxo de calor no solo (G) simulado e observado, para os 3 sítios
experimentais, nas simulações CONTROLE1 e CONTROLE2.
123
FIGURA 3.8 - Altura da CLN simulada pelo modelo e observada, para os 3 sítios
experimentais, nas simulações CONTROLE1 e CONTROLE2.
TABELA 3.2. CONTROLE1 – Valores simulados: altura da CLN (hi), em m; fluxos de calor sensível, latente e no solo (H, LE e
G, respectivamente), em W.m-2; e Saldo de radiação (Rn), em W.m-2.
RM Floresta FNS
hora hi H LE G Rn hi H LE G Rn hi H LE G Rn 17 237,3 96,9 0,0 197,1 292,7 123,0 252,8 0,0 59,6 311,3 240,27 59,7 -6,3 56,6 108,618 295,6 45,7 0,0 46,6 91,4 185,1 91,1 0,0 34,8 125,5 326,13 7,3 0,0 -40,7 -33,519 432,8 0,9 0,7 -83,0 -81,4 210,9 0,0 0,0 -67,7 -67,7 366,90 -0,5 0,1 -36,4 -36,720 279,5 -2,9 0,3 -62,8 -65,5 245,7 -1,7 0,1 -53,4 -55,1 236,22 -0,1 0,4 -25,4 -25,221 274,8 -5,0 0,9 -51,0 -55,2 303,6 -3,3 0,2 -45,0 -48,2 275,57 0,0 0,0 -29,1 -29,122 273,8 -6,4 1,5 -44,0 -49,1 323,3 -3,9 0,3 -40,3 -44,0 235,97 -3,3 1,1 -16,5 -18,723 274,2 -8,3 2,1 -39,6 -45,8 364,3 -5,9 0,4 -36,2 -41,7 237,62 -8,0 6,6 -14,0 -15,500 275,4 -10,7 3,0 -36,0 -43,9 366,2 -13,8 1,2 -28,0 -40,7 232,01 -4,6 9,6 -43,4 -38,401 278,0 -14,4 4,3 -32,9 -43,1 372,4 -19,4 2,3 -23,4 -40,5 239,59 0,0 0,4 -30,7 -30,302 281,4 -17,6 4,3 -28,3 -41,7 373,1 -13,4 1,2 -25,4 -37,6 312,21 -22,0 3,9 -13,9 -32,103 284,8 -17,4 4,7 -28,2 -41,0 376,1 -12,1 1,0 -23,8 -34,8 342,38 2,4 -84,1 65,0 -16,804 287,2 -17,0 4,9 -28,2 -40,4 377,2 -11,2 1,0 -21,9 -32,1 244,28 -1,4 0,9 -64,4 -64,805 214,0 -17,6 5,2 -27,4 -39,8 324,4 -11,0 0,9 -21,1 -31,2 233,09 -1,7 2,6 -55,3 -54,406 213,0 -17,8 5,2 -26,8 -39,5 360,8 -11,3 0,9 -20,1 -30,5 231,79 0,0 0,0 -21,0 -21,007 172,4 -16,0 7,3 -1,5 -10,2 332,2 -8,2 3,7 -1,0 -5,6 189,77 -7,0 -29,1 47,3 11,3
124
TABELA 3.3. CONTROLE2 – Valores simulados: altura da CLN (hi), em m; fluxos de calor sensível, latente e no solo (H, LE e
G, respectivamente), em W.m-2; e Saldo de radiação (Rn), em W.m-2.
Rolim de Moura Floresta Fazenda Nsa Sra Aparecida
hora hi H LE G Rn hi H LE G Rn hi H LE G Rn 19 322,58 23,5 -32,5 -60,1 -69,2 193,16 95,9 -44,1 -122,5 -71,0 227,91 33,0 -115,8 7,0 -76,920 274,99 -0,7 0,0 -56,8 -57,5 280,18 -0,1 0,0 -57,9 -57,9 216,92 7,3 0,3 -35,2 -27,821 274,95 -1,0 0,2 -49,7 -50,5 287,66 -2,2 0,1 -49,3 -51,4 231,11 0,1 0,4 -28,7 -28,222 274,90 -2,5 0,6 -44,5 -46,5 291,83 -3,5 0,1 -43,9 -47,3 242,65 -0,7 -4,1 -30,9 -35,623 234,87 -3,5 1,0 -41,8 -44,3 343,61 -5,7 0,2 -39,1 -44,6 237,92 0,1 0,9 -13,7 -12,700 234,85 -4,4 1,5 -39,9 -42,8 339,58 -12,0 0,2 -30,6 -42,4 249,73 -0,2 0,2 -23,4 -23,401 234,83 -5,6 2,0 -38,4 -42,1 337,44 -9,7 0,4 -27,4 -36,7 280,08 0,1 0,2 -20,9 -20,702 234,82 -7,4 2,7 -36,8 -41,5 337,18 -6,8 0,4 -25,1 -31,5 275,30 0,3 0,8 -16,8 -15,603 241,39 -9,4 3,7 -35,6 -41,3 338,89 -5,8 0,8 -24,0 -29,0 276,45 0,4 0,6 -19,3 -18,204 241,35 -12,4 4,0 -31,5 -40,0 338,88 -6,6 0,3 -21,6 -27,8 249,76 -0,1 0,4 -16,5 -16,205 211,69 -13,8 4,7 -30,5 -39,6 313,15 -6,7 0,3 -21,0 -27,4 206,35 -0,1 0,5 -17,8 -17,406 212,13 -14,1 5,1 -30,2 -39,2 378,88 -7,1 0,3 -20,3 -27,2 196,19 0,1 0,6 -11,0 -10,307 172,58 -11,6 7,6 -5,2 -9,2 311,63 -4,5 2,7 -5,0 -6,8 217,17 18,7 8,0 46,8 73,4
125
TABELA 3.4. CONTROLE1 – Valores simulados: velocidade de fricção (u*), em m.s-1; vento à 2 m (em m.s-1); comprimento de
Monin-Obukhov (L), em m; parâmetro de estabilidade de Monin-Obukhov (z/L); e temperatura do
ar (Tar), em °C.
RM Floresta FNS hora u* vento L z/L Tar u* vento L z/L Tar u* vento L z/L Tar
17 0,25 2,1 -15,2 -0,1 25,6 0,69 1,0 -3,1 -0,6 26,3 0,08 0,4 -0,9 -2,2 22,4 18 0,12 0,9 -3,8 -0,5 27,7 0,69 1,0 -7,7 -0,3 25,1 0,07 0,5 -3,9 -0,5 24,1 19 0,11 1,0 -119,1 0,0 27,7 0,49 1,2 0,0 0,0 28,1 0,04 0,4 12,9 0,2 23,9 20 0,04 0,8 1,8 1,1 24,3 0,52 1,1 1,2 1,7 26,5 0,07 0,6 241,7 0,0 23,4 21 0,05 0,9 2,4 0,8 23,5 0,53 1,1 1,8 1,1 25,1 0,01 0,2 0,7 3,1 23,2 22 0,06 1,0 3,4 0,6 22,5 0,54 1,1 2,7 0,7 24,1 0,08 0,8 14,2 0,1 23,7 23 0,08 1,1 4,7 0,4 22,0 0,56 1,1 4,8 0,4 23,4 0,10 1,1 11,4 0,2 23,8 00 0,09 1,2 6,8 0,3 21,8 0,61 1,2 11,6 0,2 23,3 0,10 1,0 21,6 0,1 22,9 01 0,12 1,4 11,3 0,2 22,0 0,67 1,2 30,1 0,1 23,6 0,01 0,0 -3,8 -0,5 22,0 02 0,15 1,6 17,6 0,1 22,1 0,65 1,1 30,2 0,1 23,2 0,14 1,5 11,2 0,2 22,4 03 0,16 1,6 22,1 0,1 22,0 0,66 1,1 35,3 0,1 23,0 0,08 0,9 12,9 0,2 24,3 04 0,17 1,7 25,1 0,1 21,9 0,66 1,1 40,8 0,0 22,9 0,04 0,6 5,4 0,4 22,9 05 0,18 1,7 28,3 0,1 21,9 0,66 1,1 39,6 0,1 22,8 0,08 0,8 31,6 0,1 21,4 06 0,17 1,7 25,2 0,1 21,8 0,66 1,1 38,2 0,1 22,8 0,00 0,3 0,0 200,0 23,6 07 0,18 1,8 35,8 0,1 22,2 0,68 1,1 73,8 0,0 23,1 0,11 1,1 11,5 0,2 25,0
126
TABELA 3.5. CONTROLE2 – Valores simulados: velocidade de fricção (u*), em m.s-1; vento à 2 m (em m.s-1); comprimento de
Monin-Obukhov (L), em m; parâmetro de estabilidade de Monin-Obukhov (z/L); temperatura do ar
(Tar), em °C.
Rolim de Moura Floresta Fazenda Nsa Sra Aparecida
hora u* vento L z/L Tar u* vento L z/L Tar u* vento L z/L Tar 19 0,252 2,2 -69,0 -0,029 25,8 0,20 1,0 -8,3 -0,240 26,1 0,066 0,4 -1,1 -1,887 23,820 0,019 0,5 0,9 2,247 24,2 0,01 1,0 0,4 5,556 25,3 0,071 0,5 -4,5 -0,449 22,221 0,020 0,6 0,7 2,778 23,0 0,04 1,1 2,6 0,769 24,0 0,072 0,6 -292,1 -0,007 22,322 0,034 0,8 1,4 1,399 22,3 0,06 1,1 4,6 0,439 23,2 0,051 0,5 12,6 0,159 21,923 0,044 0,8 2,2 0,893 21,9 0,08 1,1 8,0 0,251 22,8 0,037 0,3 -26,5 -0,075 21,900 0,054 0,9 3,2 0,617 21,5 0,15 1,1 23,0 0,087 22,9 0,029 0,3 11,4 0,175 21,701 0,065 0,9 4,6 0,439 21,4 0,15 1,1 34,5 0,058 22,9 0,068 0,6 -266,6 -0,008 21,802 0,081 1,0 6,6 0,304 21,4 0,15 1,1 46,0 0,044 22,9 0,063 0,5 -59,0 -0,034 21,903 0,101 1,2 10,1 0,197 21,6 0,16 1,1 63,1 0,032 22,9 0,089 0,8 -146,3 -0,014 21,904 0,125 1,3 14,4 0,139 21,6 0,16 1,1 52,5 0,038 22,8 0,056 0,5 275,5 0,007 21,805 0,146 1,5 20,6 0,097 21,7 0,16 1,1 54,5 0,037 22,8 0,071 0,6 310,5 0,006 21,706 0,157 1,6 25,1 0,080 21,7 0,17 1,1 57,4 0,035 22,8 0,026 0,2 -14,8 -0,135 21,807 0,167 1,6 37,8 0,053 22,0 0,17 1,1 111,0 0,018 23,0 0,235 2,0 -61,1 -0,033 22,5
127
128
Os perfis simulados de temperatura potencial – θ e de umidade específica – q
(FIGURAS 3.9 à 3.12) foram comparados com os perfis observados para os três sítios
(FIGURAS 3.13 e 3.14), para as duas simulações de controle. Em termos médios, a
estrutura da CLN apresentada pelos perfis de temperatura potencial foi razoavelmente
bem representada nas duas simulações (FIGURAS 3.9 e 3.10), principalmente durante a
madrugada e início da manhã – perfis de 05, 06, 07 e 08 hl (em RM e na Floresta),
perfis de 01, 04 e 07 hl (na FNS) – quando os perfis simulados de θ ilustram
satisfatoriamente a evolução da CLN.
Durante a primeira metade da noite – de 17 a 22 hl – a simulação CONTROLE1
mostrou perfis de θ, sobre a floresta e em RM, apresentando uma camada mais estável
próxima à superfície, com temperaturas variando entre 296 K e 300 K e a inversão
noturna bem definida, ocorrendo abaixo dos 100 m; acima disso, observou-se a
formação de uma camada bem misturada verticalmente (representando a CR) que se
estendia até cerca de 500 m. No caso da FNS, o perfil simulado para 17 hl apresentou
uma pequena inversão bem próxima à superfície (em torno de 20 m) e uma camada rasa
bem misturada até os 100 m – situação típica de formação de nevoeiro, algumas vezes
observada naquele sítio no início da manhã; acima disso, uma camada estavelmente
estratificada se desenvolvia, com a altura da inversão noturna (ou hi) ocorrendo um
pouco acima de 200 m – bem diferente da situação observada, em que a umidade
específica apresenta um perfil ainda tipicamente diurno, com forte mistura convectiva.
A simulação CONTROLE2 representou bem melhor as duas etapas de desenvolvimento
da CLN, sobre os 3 sítios experimentais, descrevendo de forma satisfatória a sua
estrutura, sobretudo na floresta, onde a evolução da CLN durante a segunda metade da
noite e início da manhã (entre 05 e 08 hl) foi muito bem representada.
Ao considerar a variação dos perfis de umidade específica (q), entretanto, percebe-se
que, tanto a simulação CONTROLE1 (FIGURA 3.11) como a simulação CONTROLE2
(FIGURA 3.12), não representaram bem a evolução desta variável durante o período
129
noturno. Apesar disso, podem ainda ser utilizadas como um indicativo das tendências de
variação da umidade na CLN.
290 292 294 296 298 300 3020
100
200
300
400
500
600
700
800
900
1000
1100
1200
290 292 294 296 298 300 3020
100
200
300
400
500
600
700
800
900
1000
1100
1200
290 292 294 296 298 300 3020
100
200
300
400
500
600
700
800
900
1000
1100
1200
θ (K)
altura (m)
altura (m)
17 hl
18 hl
19 hl
22 hl
altura (m)
θ (K)
05 hl
06 hl
07 hl
08 hl
19 hl
20 hl
21 hl
22 hl
290 292 294 296 298 300 3020
100
200
300
400
500
600
700
800
900
1000
1100
1200
05 hl
06 hl
07 hl
08 hl
FLORESTA - 11 a 12/02/99
RM - 12 a 13/02/99 RM - 12 a 13/02/99
FLORESTA - 11 a 12/02/99
290 292 294 296 298 300 3020
100
200
300
400
500
600
700
800
900
1000
1100
1200
17 hl 22 hl
290 292 294 296 298 300 3020
200
400
600
800
1000
1200
01 hl 04 hl 07 hl
FNS - 08 a 09/02/99 FNS - 08 a 09/02/99
FIGURA 3.9 - Perfis simulados de temperatura potencial (θ), em RM, na Floresta e
FNS – CONTROLE1.
130
292 294 296 298 300 3020
100
200
300
400
500
600
700
800
900
1000
1100
1200
292 294 296 298 300 3020
100
200
300
400
500
600
700
800
900
1000
1100
1200
292 294 296 298 300 3020
100
200
300
400
500
600
700
800
900
1000
1100
1200
θ (K)
altura (m)
altura (m)
19 hl 22 hl
altura (m)
θ (K)
05 hl 06 hl 07 hl 08 hl
19 hl 20 hl 21 hl 22 hl
292 294 296 298 300 3020
100
200
300
400
500
600
700
800
900
1000
1100
1200
FLORESTA - 11 a 12/02/99
RM - 12 a 13/02/99
05 hl 06 hl 07 hl 08 hl
RM - 12 a 13/02/99
FLORESTA - 11 a 12/02/99
292 294 296 298 300 3020
100
200
300
400
500
600
700
800
900
1000
1100
1200
22 hl
292 294 296 298 300 3020
100
200
300
400
500
600
700
800
900
1000
1100
1200
FNS - 08 a 09/02/99
01 hl 04 hl 07 hl
FNS - 08 a 09/02/99
FIGURA 3.10 - Perfis simulados de temperatura potencial (θ), em RM, na Floresta e
FNS – CONTROLE2.
131
11,0 11,2 11,4 11,6 11,8 12,0 12,2 12,4 12,6 12,8 13,00
100
200
300
400
500
600
700
800
900
1000
1100
1200
11,0 11,2 11,4 11,6 11,8 12,0 12,2 12,4 12,6 12,8 13,00
100
200
300
400
500
600
700
800
900
1000
1100
1200
14,0 14,5 15,0 15,5 16,0 16,5 17,00
100
200
300
400
500
600
700
800
900
1000
1100
1200
q (g.kg-1)
altura (m)
altura (m)
17 hl
18 hl
19 hl
22 hl
altura (m)
q (g.kg-1)
05 hl
06 hl
07 hl
08 hl
19 hl
20 hl
21 hl
22 hl
14,0 14,5 15,0 15,5 16,0 16,5 17,00
100
200
300
400
500
600
700
800
900
1000
1100
1200
05 hl
06 hl
07 hl
08 hl
FLORESTA - 11 a 12/02/99
RM - 12 a 13/02/99 RM - 12 a 13/02/99
FLORESTA - 11 a 12/02/99
8 10 12 14 16 18 20 22 24 260
100
200
300
400
500
600
700
800
900
1000
1100
1200
17 hl 22 hl
8 10 12 14 16 18 20 22 24 260
100
200
300
400
500
600
700
800
900
1000
1100
1200
01 hl 04 hl 07 hl
FNS - 08 a 09/02/99 FNS - 08 a 09/02/99
FIGURA 3.11 - Perfis simulados de umidade específica (q), em RM, na Floresta e
FNS – CONTROLE1.
132
8 10 12 14 16 18 200
100
200
300
400
500
600
700
800
900
1000
1100
1200
8 10 12 14 16 18 200
100
200
300
400
500
600
700
800
900
1000
1100
1200
8 10 12 14 16 18 200
100
200
300
400
500
600
700
800
900
1000
1100
1200
q (g.kg-1)
altura (m)
altura (m)
19 hl 22 hl
altura (m)
q (g.kg-1)
05 hl 06 hl 07 hl 08 hl
19 hl 20 hl 21 hl 22 hl
8 10 12 14 16 18 200
100
200
300
400
500
600
700
800
900
1000
1100
1200
FLORESTA - 11 a 12/02/99
RM - 12 a 13/02/99
05 hl 06 hl 07 hl 08 hl
RM - 12 a 13/02/99
FLORESTA - 11 a 12/02/99
8 10 12 14 16 18 200
100
200
300
400
500
600
700
800
900
1000
1100
1200
22 hl
8 10 12 14 16 18 200
100
200
300
400
500
600
700
800
900
1000
1100
1200
FNS - 08 a 09/02/99
01 hl 04 hl 07 hl
FNS - 08 a 09/02/99
FIGURA 3.12 - Perfis simulados de umidade específica (q), em RM, na Floresta e
FNS – CONTROLE2.
133
292 294 296 298 300 302 304 3060
100
200
300
400
500
600
700
800
900
1000
1100
292 294 296 298 300 302 304 3060
100
200
300
400
500
600
700
800
900
1000
1100
292 294 296 298 300 302 304 3060
100
200
300
400
500
600
700
800
900
1000
1100
θ (K)
altura (m)
altura (m)
17 hl
18 hl
19 hl
22 hl
altura (m)
θ (K)
05 hl
06 hl
07 hl
08 hl
19 hl
20 hl
21 hl
22 hl
292 294 296 298 300 302 304 3060
100
200
300
400
500
600
700
800
900
1000
1100
FLORESTA - 11 a 12/02/99
RM - 12 a 13/02/99
05 hl
06 hl
07 hl
08 hl
RM - 12 a 13/02/99
FLORESTA - 11 a 12/02/99
292 294 296 298 300 302 304 3060
100
200
300
400
500
600
700
800
900
1000
1100
17 hl
22 hl
292 294 296 298 300 302 304 3060
100
200
300
400
500
600
700
800
900
1000
1100
FNS - 08 a 09/02/99
01 hl
04 hl
07 hl
FNS - 08 a 09/02/99
FIGURA 3.13 - Perfis de temperatura potencial (θ) observados para as noites de 12-
13/02/99, 11-12/02/99 e 08-09/02/99, sobre RM, Floresta, e FNS,
respectivamente.
134
8 10 12 14 16 18 200
100
200
300
400
500
600
700
800
900
1000
1100
1200
8 10 12 14 16 18 200
100
200
300
400
500
600
700
800
900
1000
1100
1200
8 10 12 14 16 18 200
100
200
300
400
500
600
700
800
900
1000
1100
1200
q (g.kg-1)
altura (m)
altura (m)
17 hl
18 hl
19 hl
22 hl
altura (m)
q (g.kg-1)
05 hl
06 hl
07 hl
08 hl
19 hl
20 hl
21 hl
22 hl
8 10 12 14 16 18 200
100
200
300
400
500
600
700
800
900
1000
1100
1200
05 hl
06 hl
07 hl
08 hl
FLORESTA - 11 a 12/02/99
RM - 12 a 13/02/99 RM - 12 a 13/02/99
FLORESTA - 11 a 12/02/99
8 10 12 14 16 18 200
100
200
300
400
500
600
700
800
900
1000
1100
1200
17 hl 22 hl
8 10 12 14 16 18 200
100
200
300
400
500
600
700
800
900
1000
1100
1200
01 hl 04 hl 07 hl
FNS - 08 a 09/02/99 FNS - 08 a 09/02/99
FIGURA 3.14 - Perfis observados de umidade específica (q) para as noites de 12-
13/02/99, 11-12/02/99 e 08-09/02/99, sobre RM, Floresta, e FNS,
respectivamente.
135
3.3.2. Experimentos de Sensibilidade
Apesar das limitações do modelo em descrever a estrutura da CLA, este pôde ser
utilizado para investigar a evolução e estrutura da CLN sob determinadas condições de
desenvolvimento e assim contribuir para o aumento do conhecimento científico.
Conforme estipulado no item 3.2 deste capítulo, foram realizados 4 testes de
sensibilidade nesta investigação, com as seguintes características: céu parcialmente
nublado, sem chuva (EXP1); totalmente nublado, com chuvas contínuas (EXP2);
encoberto, com chuva isolada no final da tarde, ou início da rodada (EXP3); e céu claro,
com ocorrência de JN (EXP4). As simulações EXP1, EXP2 e EXP4 foram inicializadas
com perfis das 19 hl (pois os perfis observados que melhor se adequavam às
características representadas por estes experimentos ocorreram neste horário). E a
simulação EXP3 foi inicializada com um perfil das 17 hl, haja vista a condição
necessária neste experimento ser a ocorrência de precipitação no final da tarde (chuva
convectiva).
A FIGURA 3.15 mostra a evolução da CLN ao longo da noite para as situações
simuladas em EXP1, EXP2 e EXP4, para cada sítio. No caso da floresta e de RM, a
diferença entre os experimentos foi muito pouca – ou quase nenhuma, ao se comparar
apenas EXP1 e EXP2. A altura da inversão noturna variou entre 220 e 260 m e no
intervalo entre 23 e 02 hl, em RM, foi ligeiramente maior para o caso que simula a
presença do jato (EXP4). Na floresta, hi foi menor na presença do jato ao longo de
quase todo o período. Portanto, deduz-se que sobre os sítios representativos de áreas
desmatadas (RM e FNS), durante eventos de jato, a turbulência mecânica contribui mais
efetivamente para o aprofundamento da CLN, dominando a organização de sua
estrutura; enquanto na floresta parece não haver um mecanismo predominante bem
definido, sugerindo que, mesmo na presença do jato, o resfriamento radiativo ainda
desempenha um papel importante sobre a dinâmica da CLN, funcionando como um
inibidor da turbulência.
136
As simulações rodadas para a FNS foram as que apresentaram as maiores diferenças,
com hi oscilando bastante ao longo da noite, nas 3 simulações. Os menores valores
foram apresentados por EXP4 no início da noite (~220 m, as 20 hl) e o máximo valor
simulado de hi ocorreu no início da manhã (cerca de 340 - 350 m, as 07 hl) para as
simulações EXP1 e EXP2. No caso de EXP2, nota-se que a maior variação de hi ocorre
após as 00 hl – horário do início da precipitação determinado no modelo.
(A) RM - Altura da CLN (hi)
220
260
300
340
380
19 20 21 22 23 0 1 2 3 4 5 6 7
hora local
altura (m)
EXP1
EXP2
EXP4
(B) FLORESTA - Altura da CLN (hi)
220
260
300
340
380
19 20 21 22 23 0 1 2 3 4 5 6 7hora local
altura (m)
EXP1
EXP2EXP4
(C) FNS - Altura da CLN (hi)
220
260
300
340
380
19 20 21 22 23 0 1 2 3 4 5 6 7hora local
altura (m)
EXP1
EXP2EXP4
FIGURA 3.15 - Altura da CLN (hi) simulada pelo modelo, durante os experimentos
EXP1, EXP2 e EXP4: (A) em RM; (B) na Floresta e; (C) na FNS.
137
Durante a simulação EXP3 – realizada com a condição de ocorrência de precipitação no
início da integração – também foi observada a tendência da Floresta e de RM
apresentarem comportamentos semelhantes no que se refere ao crescimento da CLN
(FIGURA 3.16), exceto nos períodos das transições vespertina e matutina (final da tarde
e início da manhã, respectivamente). Nota-se para estes períodos que o modelo mostra
uma variação maior de hi, para os três sítios, alcançando valores entre 213 e 247 m, na
floresta, 190 e 247 m, em RM e, 200 e 240 m, na FNS, no final da tarde. No decorrer da
noite, na floresta e em RM a profundidade da CLN é praticamente constante, voltando a
haver crescimento próximo do horário de nascer do sol (em torno de 5 hl). Já a FNS
apresenta um pico de desenvolvimento entre 00 e 01 hl (cerca de 300 m), que coincide
com um pequeno aumento na velocidade do vento à superfície.
Altura da CLN (hi) - EXP3
180
220
260
300
340
380
17 18 19 20 21 22 23 0 1 2 3 4 5 6 7
hora local
altura (m
)
RM
Floresta
FNS
FIGURA 3.16 - Profundidade da CLN (hi) estimada pelo modelo, durante a simulação
EXP3, para os 3 sítios estudados.
Quanto à estrutura vertical, as FIGURAS 3.17 a 3.19 ilustram os perfis verticais de
temperatura potencial (θ), simulados pelos 4 experimentos, para cada sítio. A simulação
EXP1 apresenta para RM a CLN com topo razoavelmente bem identificado – em torno
de 200 m (se considerarmos hi definido em ∆θ/∆z ≅ 0); a CR é melhor identificada nos
138
perfis de 00 a 05 hl e uma camada bem misturada rasa aparece abaixo de 100 m no
início da manhã (horário da erosão). Sobre a floresta, até as 00 hl a camada se encontra
estratificada em 3 partes – uma primeira camada mais estável próximo à superfície
(onde o resfriamento radiativo é o fator preponderante); uma mistura rasa entre 50 e
150 m (onde predomina a turbulência mecânica) e, acima disso, outra camada também
estável, porém com gradiente menor – e a CR pode ser observada acima dos 400 m. A
partir de 01 hl, a estratificação torna-se mais estável em toda a camada e o gradiente
aumenta de forma constante, indicando que o resfriamento da superfície se torna o
mecanismo de controle dominante. Sobre a FNS a CLN, basicamente, está dividida em
2 camadas bem visíveis: uma bem misturada próximo à superfície que começa bem rasa
(abaixo de 100 m) e aumenta gradativamente ao longo da noite, atingindo cerca de
300 m as 4 hl (situação típica de áreas urbanas); e outra mais estável, com gradiente
aumentando até aproximadamente 500 m. A CR torna-se mais nítida nos perfis de 02 as
04 hl.
No caso das simulações EXP2 e EXP3, a estrutura da CLN apresenta características
semelhantes, especialmente sobre a Floresta e RM, com uma camada estável rasa no
início da noite, com características de ventos calmos e pouca (ou nenhuma) turbulência,
se aprofundando durante a madrugada e ainda mantendo essa tendência de manhã cedo
(perfil de 07 hl). Nestas condições, a CLN apresentou-se dividida em CS e CR, e foi
dominada, sobretudo na segunda metade da noite (entre 00 e 05 hl), pelo resfriamento
da superfície. Sobre a FNS, a CLN permanece com características de áreas urbanas e
uma camada de mistura rasa começa a se formar no início da noite, ganhando força
durante a madrugada e dividindo a CLN em duas camadas bem definidas, abaixo e
acima da mistura.
Em EXP4, para a FNS, esta mistura também aparece, no entanto seu desenvolvimento
ao longo da noite é pequeno, mantendo uma camada bem misturada constante de,
aproximadamente, 200 m de espessura abaixo do jato, caracterizando bem o
desacoplamento em relação à superfície. Sobre a floresta e em RM os perfis de θ
apresentaram características de desenvolvimento típicas de noites com atividade
139
turbulenta, com ∆θ/∆z diminuindo acentuadamente com a altura. Nos três sítios a
turbulência mecânica gerada devido à presença do jato predominou durante toda a noite,
sendo a principal responsável pela estratificação da CLN.
Perfis de vento estimados pela simulação EXP4 – que considera a ocorrência de um jato
no perfil inicial, em torno de 600 m de altura – para RM, floresta e FNS (FIGURA
3.20), mostram que o aparecimento deste jato causa uma perturbação que se reflete nos
níveis mais baixos, intensificando os ventos próximos à superfície e, provavelmente,
dando origem a movimentos turbulentos, os quais, no caso especial da FNS, provocam
o aparecimento da camada bem misturada observada próximo à superfície e o
desacoplamento da camada superior.
140
FIGURA 3.17 - Perfis horários de temperatura potencial (θ), obtidos pelas simulações
EXP1, EXP2, EXP3 e EXP4, para RM.
141
FIGURA 3.17 - Perfis horários de temperatura potencial (θ), obtidos pelas simulações
EXP1, EXP2, EXP3 e EXP4, para RM (Continuação).
142
FIGURA 3.18 - Perfis horários de temperatura potencial (θ), obtidos pelas simulações
EXP1, EXP2, EXP3 e EXP4, para a Floresta.
143
FIGURA 3.18 - Perfis horários de temperatura potencial (θ), obtidos pelas simulações
EXP1, EXP2, EXP3 e EXP4, para a Floresta (Continuação).
144
FIGURA 3.19 - Perfis horários de temperatura potencial (θ), obtidos pelas simulações
EXP1, EXP2, EXP3 e EXP4, para a FNS.
145
FIGURA 3.19 - Perfis horários de temperatura potencial (θ), obtidos pelas simulações
EXP1, EXP2, EXP3 e EXP4, para a FNS (Continuação).
146
FIGURA 3.20 - Perfis de vento estimados a partir da simulação EXP4 para RM,
Floresta e FNS.
147
FIGURA 3.20 - Perfis de vento estimados a partir da simulação EXP4 para RM,
Floresta e FNS (Continuação).
3.4. Sumário dos Resultados
As simulações mostraram que, em geral, o desenvolvimento da CLN em RM (transição
floresta-pastagem) se assemelha mais ao desenvolvimento sobre a Floresta. E no sítio
representativo de uma área totalmente desmatada, FNS, as análises indicam que a CLN
tem um comportamento mais parecido com aquele observado sobre áreas urbanas.
Para o caso do saldo de radiação e dos fluxos turbulentos de calor latente e sensível para
as condições de umidade do período estudado, o modelo mostrou a tendência de iniciar
148
com valores bem discrepantes (acima ou abaixo dos observados), mas acabou se
ajustando ao longo da integração, nas simulações de controle. Este tempo de ajuste
girou em torno de 2 horas do início da integração, para a simulação CONTROLE1, e
cerca de 1 hora do início da integração, para a simulação CONTROLE2. No caso do
fluxo de calor no solo (G), de um modo geral, seu valor foi superestimado na transição
da fase convectiva (diurna) para a estável (noturna) e no início da manhã, e subestimado
no início da noite (bem acentuado) e durante a madrugada (aproximadamente entre 19 e
06 hl), em todos os sítios experimentais.
A estrutura vertical da CLN apresentada pelos perfis de temperatura potencial foi,
razoavelmente, bem representada nas duas simulações de controle, principalmente
durante a madrugada e início da manhã – perfis de 05, 06, 07 e 08 hl (em RM e na
Floresta), perfis de 01, 04 e 07 hl (na FNS) – quando os perfis simulados de θ ilustraram
satisfatoriamente a evolução da CLN.
A evolução durante o período noturno dos perfis verticais de umidade específica (q) foi
pobremente representada pelo modelo, provavelmente devido às limitações do esquema
de superfície apontadas por Murthy et al., 2004. Porém, puderam ser utilizadas como
um indicativo das tendências de variação da umidade na CLN.
As análises da profundidade da CLN estimada pelo modelo mostraram que a diferença
entre os experimentos foi mínima – ou quase nula – nos casos da floresta e de RM,
principalmente entre as simulações EXP1 e EXP2. A altura da inversão noturna variou
entre 220 e 260 m (em RM e na floresta). Para o caso que simula a presença do jato
(EXP4), sobre a floresta hi foi menor na presença do jato ao longo de quase todo o
período noturno e um pouco maior em RM. As maiores discrepâncias foram observadas
na FNS, onde hi variou bastante ao longo da noite.
Durante a simulação EXP3 – realizada com a condição de ocorrência de precipitação no
início da integração – também foi observada a tendência da Floresta e de RM
apresentarem comportamentos semelhantes no que se refere ao crescimento da CLN,
149
com as maiores variações ocorrendo nos períodos de transição (final da tarde e início da
manhã). Durante a noite, na floresta e em RM a profundidade da CLN foi praticamente
constante, voltando a haver crescimento próximo do horário de nascer do sol (~ 5 hl); e
FNS apresentou um pico de desenvolvimento entre 00 e 01 hl (cerca de 300 m), que
coincidiu com um pequeno aumento na velocidade do vento à superfície.
Com relação à estrutura vertical, EXP1 mostrou a CLN com um topo bem definido
sobre RM – em torno de 200 m – e uma camada bem misturada rasa aparecendo abaixo
de 100 m no início da manhã (horário da erosão). Estratificada em 3 partes sobre a
floresta (uma primeira camada mais estável próximo à superfície; uma mistura rasa
entre 50 e 150 m e; acima disso, outra camada também estável, porém com gradiente
menor). E basicamente dividida em 2 camadas, sobre FNS: uma bem misturada próximo
à superfície que começa bem rasa (abaixo de 100 m) e aumenta gradativamente ao
longo da noite (situação típica de áreas urbanas); e outra mais estável, com gradiente
aumentando até aproximadamente 500 m. Em todos os sítios a CR pôde ser identificada
acima dos 400 m.
A estrutura da CLN apresenta características semelhantes para as simulações EXP2 e
EXP3, especialmente em RM e na floresta, com uma camada estável rasa no início da
noite, ventos calmos e pouca (ou nenhuma) turbulência, se aprofundando durante a
madrugada e ainda mantendo essa tendência de manhã cedo. Sobre a FNS, a CLN
mantém características de áreas urbanas.
Perfis de vento estimados pela simulação EXP4 mostraram que o aparecimento do jato
causa uma perturbação que se reflete nos níveis mais baixos, intensificando os ventos
próximos à superfície e, provavelmente, dando origem a movimentos turbulentos, os
quais, no caso especial da FNS, provocam o aparecimento da camada bem misturada
observada próximo à superfície e o desacoplamento da camada superior.
150
151
CAPÍTULO IV
CONCLUSÃO
4.1. Conclusões
Baseado nas análises observacionais do CAP. II, concluiu-se, no que se refere às
características de desenvolvimento da CLN em Rondônia que:
• A estrutura da CLN é melhor caracterizada durante a estação seca, quando quase
não existe influência de fatores de grande escala sobre o seu desenvolvimento e
os efeitos locais predominam, sendo sua profundidade mais facilmente
determinada. Durante a estação úmida torna-se mais difícil caracterizar e
identificar padrões de comportamento na CLN, uma vez que fenômenos
atmosféricos de grande e meso-escala atuam com maior intensidade na região,
muitas vezes interagindo com fenômenos de escala local e tornando ainda mais
complicadas as já complexas relações e interações do sistema biosfera-
atmosfera.
• Durante a estação seca a CLN é mais profunda sobre a floresta, atingindo
valores médios máximos de 420 m. E a inversão térmica é mais intensa sobre a
pastagem (FNS), significando perda maior de calor para a atmosfera e o
resfriamento mais intenso da superfície e, por consequência, o menor
desenvolvimento vertical da CLN sobre a pastagem, nesta época do ano.
Durante a estação úmida as diferenças foram mais suavizadas – tanto entre sítios
diferentes (floresta x pastagem), como dentro de um mesmo sítio; e a
profundidade da CLN (que em média girou em torno de 223 m) foi menor do
que na época seca, em todos os sítios experimentais. A taxa de crescimento da
152
CLN sobre a floresta foi semelhante durante as duas épocas estudadas (seca e
úmida). Sobre a pastagem essa taxa foi menor durante a estação úmida.
• A erosão da CLN começa a ocorrer por volta de 07 hl,, em ambas as estações e
em ambos os sítios – floresta e pastagem (FNS); e em torno de 08 hl a CLN já se
encontra erodida e uma camada de mistura (que se apresenta um pouco mais
rasa durante a época úmida) pode ser observada.
• Algumas pequenas diferenças são, ainda assim, notadas entre os sítios. Na
Floresta, as características da quebra da inversão noturna foram bem
semelhantes para os dois períodos estudados, praticamente não apresentando
variação sazonal. Pode-se dizer que, tanto durante a época úmida como durante a
época seca, os termos que descrevem o aquecimento da camada
( F)θ'w'(zt
θ+
∂
∂−=
∂
∂) estiveram razoavelmente em equilíbrio. Sendo que,
durante a época úmida, a floresta apresentou uma diferença, apesar de pequena
(~11%), um pouco mais elevada entre os termos do aquecimento, sugerindo que
os contrastes naquele sítio podem estar aumentando.
• Já na Pastagem, durante a estação seca, o aquecimento da camada foi
influenciado pela advecção horizontal de calor (como era de se esperar, devido
ao contraste marcante entre os sítios). Na estação úmida, entretanto, diferenças
muito elevadas entre os termos do aquecimento continuaram a ser observadas
(apesar do contraste entre os sítios ter diminuído bastante, em função do
conteúdo de umidade, o que praticamente descarta a ocorrência de advecção de
calor naquele sítio). No entanto, estas diferenças não parecem ter contribuído
para um crescimento maior da camada durante a quebra da CLN; pelo contrário,
o desenvolvimento vertical da camada de mistura no início da manhã (entre 07 e
08 hl) foi menor que o apresentado durante a época seca. Esse cenário pode estar
associado ao aumento marcante no conteúdo de umidade sobre a pastagem,
durante a época úmida, sugerindo que uma parte considerável da energia extra
153
disponível está sendo utilizada para iniciar os processos de evapotranspiração e
não apenas para aquecer a camada.
• No sítio de RM (transição floresta-pastagem), cujas análises só foram realizadas
para o período úmido, e onde também foram observadas diferenças bem
elevadas (em torno de 30%) entre os termos do aquecimento, a erosão da CLN
apresentou características similares àquelas observadas na pastagem (FNS).
• Em relação aos aspectos gerais da CLN discutidos acima, pode-se afirmar que a
área de transição floresta-pastagem avaliada neste estudo (RM) apresenta
padrões de desenvolvimento similares aos da floresta, até o horário de 06 hl,
porém nos horários de transição (final da tarde e início da manhã – entre 06 e
07 hl) a estrutura da CLN em RM possui características que se aproximam mais
daquelas encontradas no sítio representativo da área de pastagem (FNS).
• A ocorrência de Jatos Noturnos em Rondônia foi observada durante as duas
épocas estudadas (seca e úmida). Durante a estação seca, o JN ocorre,
preferencialmente, entre 200 e 600 m de altura acima da superfície, com direção
predominante do vento no quadrante Leste. Durante a estação úmida o JN é mais
alto, ocorrendo entre 400 e 800 m acima da superfície, com direção
predominante do vento no quadrante Norte.
• Pelas características dos perfis e da superfície durante a estação seca, o chamado
mecanismo de Blackadar foi a causa mais provável do aparecimento do JN, para
a maioria dos casos ocorridos nesta época. Já durante a estação úmida, esse
mecanismo pode não ter agido sozinho e efeitos de meso e grande escala podem
ter contribuído para a formação do JN, o que ajuda a explicar porquê o jato
esteve mais alto durante esta época.
• O JN ajudou a organizar a estrutura da CLN durante a estação seca, com uma
camada de turbulência fraca (ou quase nula) – formada devido ao resfriamento
154
radiativo da superfície – aparecendo abaixo do JN, uma camada rasa bem
misturada acima (que pode ser observada tanto nos perfis de θ, como nos perfis
de q), e a CR – formada a partir da CLC da tarde anterior – bem marcante na
maioria dos casos, aparecendo aproximadamente 200 m acima do eixo do jato.
Durante a estação úmida, o resfriamento da superfície é menor (devido ao
conteúdo de umidade) e a situação se inverte, geralmente observando-se a
formação de uma mistura fraca nos primeiros 200 m abaixo do jato (que parece
ter sido formada de cima para baixo, indicando o desacoplamento da superfície)
e uma camada estável acima dele; e a CR, na maior parte dos casos, não é
identificada. Para ambos os períodos, o JN ocorreu acima da inversão térmica.
A análise das simulações do Capítulo III, para a estação úmida, mostraram que:
• De um modo geral, o modelo representou de forma razoável a estrutura e o
desenvolvimento da CLN, sobre os três sítios utilizados para as simulações. O
desenvolvimento da CLN simulado em RM (transição floresta-pastagem) se
assemelhou mais àquele simulado para a Floresta, principalmente no período
entre 19 hl e 06hl. E no sítio representativo de uma área totalmente desmatada,
FNS, as análises indicaram que a CLN tem um desenvolvimento parecido com
aquele observado sobre áreas urbanas – onde uma camada de mistura turbulenta
rasa é observada próximo à superfície, nas primeiras horas da noite.
• A estrutura da CLN apresentou características semelhantes para as simulações
EXP1, EXP2 e EXP3 (especialmente em RM e na floresta) com uma camada
estável rasa no início da noite, ventos calmos e pouca (ou nenhuma) turbulência,
se aprofundando durante a madrugada e ainda mantendo essa tendência de
manhã cedo. Estas simulações tiveram em comum o fato de apresentarem
cobertura de nuvens, sendo que em duas delas (EXP2 e EXP3) há ocorrência de
precipitação. O fato de o modelo representar de forma similar a CLN nestas três
155
simulações pode estar ligado à limitação do deste em descrever adequadamente
as condições de umidade do solo.
• Para o caso que simula a presença do jato, notou-se que sobre áreas desmatadas
(RM e FNS), a turbulência mecânica contribui mais efetivamente para o
aprofundamento da CLN, dominando a organização de sua estrutura. Enquanto
na floresta, apesar da ação da mistura turbulenta gerada devido à ocorrência do
JN, o resfriamento radiativo no topo da camada desempenha um papel
importante sobre a dinâmica da CLN, funcionando como um inibidor desta
turbulência e fazendo com que o desenvolvimento da CLN sobre a floresta seja
menor.
• Foi observado também, nas simulações iniciadas no final da tarde
(CONTROLE1 e EXP3), que o modelo não conseguiu descrever muito bem o
aparecimento do jato devido à oscilação inercial gerada pelo desaquecimento da
superfície após o pôr-do-sol (mecanismo de Blackadar), embora um pequeno
máximo (em torno de 2 m.s-1) nos perfis da velocidade do vento obtidos a partir
destas simulações seja notado nas primeiras horas de integração do modelo,
principalmente na simulação CONTROLE1.
• Perfis de vento estimados pelo modelo mostraram que o aparecimento do jato
causa uma perturbação que se reflete nos níveis mais baixos, intensificando os
ventos próximos à superfície e, provavelmente, dando origem a movimentos
turbulentos que provocam o aparecimento da camada bem misturada observada
próximo à superfície, especialmente sobre a FNS, e o desacoplamento da
camada superior.
156
4.1. Recomendações para Trabalhos Futuros
Um estudo mais detalhado sobre os regimes de estabilidade na CLN deverá ser
realizado para avaliar, qualitativa e quantitativamente, a variação da turbulência na CLN
sobre a Amazônia e sua influência nos processos de interação biosfera-atmosfera
naquela região, por meio da utilização de um conjunto de dados mais detalhados sobre a
turbulência atmosférica, coletados nas diversas torres instaladas na Amazônia.
Outro aspecto importante que deve ser explorado é a relação entre observações de JNs e
o transporte local de gases e outras espécies (tais como, CO2, gases traços e aerossóis).
Esta relação existe e tem sido apontada (de forma qualitativa) em diversas pesquisas,
mas ainda não foi quantificada, sobretudo em regiões de floresta tropical. Medidas
conjuntas realizadas radiossondagem, SODAR-RASS e/ou LIDAR, além das torres
micrometeorológicas e de sondagens com balão cativo, poderiam auxiliar neste aspecto.
Um estudo utilizando o esquema de superfície OSU-CAPS acoplado ao modelo de
meso-escala Eta (que se encontra operacional no CPTEC) poderia avaliar o impacto que
as modificações realizadas para melhorar a representação da estrutura da CLN teriam
sobre a previsão de tempo fornecida pelo Eta. E também poderia auxiliar estudos mais
detalhados sobre os padrões de desenvolvimento do JN na região da Floresta
amazônica.
157
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