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UNIVERSIDADE DE SÃO PAULO
INSTITUTO DE ASTRONOMIA, GEOFÍSICA E CIÊNCIAS ATMOSFÉRICAS
DEPARTAMENTO DE CIÊNCIAS ATMOSFÉRICAS
ANDREZA DE CAMPOS VIEIRA
CONTRIBUIÇÃO AO ESTUDO DA CAMADA LIMITE
PLANETÁRIA NA REGIÃO DO CANAL DE SÃO
SEBASTIÃO - SP
São Paulo
2006
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ANDREZA DE CAMPOS VIEIRA
CONTRIBUIÇÃO AO ESTUDO DA CAMADA LIMITE
PLANETÁRIA NA REGIÃO DO CANAL DE SÃO
SEBASTIÃO - SP
Dissertação apresentada ao Instituto de
Astronomia, Geofísica e Ciências
Atmosféricas para obtenção do grau de
Mestre em Ciências.
Área de Concentração: Meteorologia
Orientadora: Profª Drª Jacyra Ramos Soares
São Paulo
2006
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AUTORIZO A REPRODUÇÃO E DIVULGAÇÃO TOTAL OU PARCIAL DESTE
TRABALHO, POR QUALQUER MEIO CONVENCIONAL OU ELETRÔNICO,
PARA FINS DE ESTUDO E PESQUISA, DESDE QUE CITADA A FONTE.
Catalogação na Publicação
Departamento de Ciências Atmosféricas
Instituto de Asronomia, Geofísica e Ciências Atmosféricas da Universidade de São Paulo
Vieira, Andreza de Campos
Contribuição ao estudo da Camada Limite Planetária na
região do Canal de São Sebastião - SP / A. C. Vieira; orientadora Profª Drª
Jacyra Ramos Soares. -- São Paulo, 2006.
52 p.
Dissertação (Mestrado – Programa de Pós-Graduação em Ciências.
Área de Concentração: Meteorologia) – Instituto de Astronomia, Geofísica
e Ciências Atmosféricas da Universidade de São Paulo. Departamento de
Ciências Atmosféricas.
1. Camada limite planetária. 2. Evolução espacial da CLP.
3. Balanço de energia: continente e oceano. I. Soares, J. R. II. Instituto de
Astronomia, Geofísica e Ciências Atmosféricas. Universidade de São Paulo.
III. Título
Dedico este trabalho ao meu avô, Raimundo
Celso Vieira (in memoriam).
Agradecimentos
Gostaria de deixar aqui meus sinceros agradecimentos à todos colegas, funcionários e
professores da USP que de alguma forma contribuíram para a concretização deste trabalho.
Devo especiais agradecimentos à minha orientadora, Profª Drª Jacyra Ramos Soares,
pelo companheirismo, amizade, profissionalismo e apoio incondicionais do início ao fim deste
trabalho. Sua força e determinação serão para mim uma marca e exemplo de vida.
Ao Profº Dr. Amauri Pereira de Oliveira pelos ensinamentos e contribuição na
realização deste trabalho.
A toda equipe do Centro de Biologia Marinha e Laboratório de Hidrodinâmica
Costeira da USP pela cessão dos dados utilizados neste trabalho e suporte prestado.
Aos Professores Dr.
Belmiro Mendes de Castro Fº e Dr. Álvaro Esteves Migotto por
sua gentileza e atenção dispensada.
À minha família e meu noivo, Allan L. Dantas, pelo apoio, incentivo, dedicação e
apreço e por estarem presentes em cada conquista.
À CAPES – Coordenação de Aperfeiçoamento de Pessoal de Nível Superior pelo
apoio financeiro concedido durante esse período de imersão nas águas das Ciências
Atmosféricas.
Sumário
Agradecimentos...........................................................................................................................i
Sumário.......................................................................................................................................ii
Lista de Figuras .........................................................................................................................iii
Lista de Tabelas..........................................................................................................................v
Resumo......................................................................................................................................vi
Abstract.....................................................................................................................................vii
Capítulo 1 Introdução.......................................................................................................8
1.1 Objetivos...............................................................................................................10
1.2 Estrutura do trabalho ............................................................................................11
Capítulo 2 Região de estudo e dados utilizados.............................................................12
2.1 Topografia ............................................................................................................13
2.2 Cobertura do solo .................................................................................................15
2.3 Dados utilizados ...................................................................................................16
2.3.1 Tratamento de dados.....................................................................................18
2.3.2 Análise de dados...........................................................................................19
Capítulo 3 Metodologia..................................................................................................24
3.1 Balanço de energia sobre o continente .................................................................24
3.2 Balanço de energia sobre o oceano.......................................................................27
3.3 Determinação da altura da CLP sobre o continente e o oceano ...........................29
3.4 Transição da CLP numa região de canal ..............................................................32
Capítulo 4 Resultados.....................................................................................................34
4.1 Resultados para a porção continental ...................................................................34
4.2 Resultados para a porção oceânica .......................................................................39
4.3 Transição da altura da CLP entre o continente e o oceano...................................43
Capítulo 5 Conclusões....................................................................................................46
Referências ...............................................................................................................................49
Lista de Figuras
Figura 2.1 (a) Localização geográfica do Canal de São Sebastião em relação ao estado de São
Paulo, assinalado com um “X”. (b) Região de estudo vista do espaço. (Fonte:
LANDSAT/Embrapa).......................................................................................................13
Figura 2.2 Mapeamento topográfico bi e tridimensional do Canal de São Sebastião (SP). Os
pontos assinalados com “X” nos mapas representam os pontos de coletas de dados –
Ponta do Baleeiro (23º49’S, 045º25’W) no CEBIMar, Fundeio C2 (23°49’S, 045°24’W)
- e o TEBAR (23º48'S, 045º 23'W), próximo ao Porto de São Sebastião. As linhas em
vermelho representam as latitudes onde foram aplicadas a proposta de transição da CLP.
(Fonte: SRTM3) ...............................................................................................................14
Figura 2.3 (a) Ocupação do solo na região do CSS construída de acordo com dados e
classificação do IGBP. (Fonte: IGBP) (b) Freqüência dos tipos de ocupação encontrados
na região de estudo segundo classificação utilizada.........................................................16
Figura 2.4 Evolução diária da temperatura média do ar para Verão (DJF) e Inverno (JJA)....19
Figura 2.5 Evolução diária da umidade específica média do ar para Verão e Inverno. ...........20
Figura 2.6 Evolução diária (a) da intensidade e (b) direção médias do vento para Verão e
Inverno..............................................................................................................................21
Figura 2.7 Evolução diária das componentes do vento (a) zonal e (b) meridional médias para
Verão e Inverno. ...............................................................................................................22
Figura 2.8 Evolução diária da pressão atmosférica média para Verão e Inverno. ...................22
Figura 2.9 Evolução diária da temperatura média da água a 5m de profundidade de para Verão
e Inverno...........................................................................................................................23
Figura 3.1. Esquema simplificado do sistema solo-vegetação-atmosfera segundo proposta de
Deardorff (1978)...............................................................................................................25
Figura 4.1 Balanço de radiação para (a) verão e (b) inverno no topo do dossel para porção
continental do CSS. As componentes do balanço de radiação são: OC
DOWN
– fluxo de
onda curta incidente no topo do dossel, OC
UP
- fluxo de onda curta refletida pela
superfície, OL
DOWN
– fluxo de onda longa emitida pela atmosfera para a superfície, OL
UP
– fluxo de onda longa emitida pelo topo do dossel para a atmosfera e R
N
- radiação
líquida...............................................................................................................................36
Figura 4.2 Balanço de energia para (a) verão e (b) inverno no topo do dossel para a porção
continental da região do CSS. As componentes do balanço de energia são: H – fluxo de
iv
calor sensível, LE – fluxo de calor latente, R
N
– radiação líquida e G – fluxo de calor no
solo. ..................................................................................................................................37
Figura 4.3 Evolução temporal da altura da CLP para (a) verão e (b) inverno sobre a porção
continental da grade para a região do CSS.......................................................................38
Figura 4.4 Balanço de radiação para (a) verão e (b) inverno sobre o oceano para a região do
CSS. As componentes do balanço de radiação são: OC
DOWN
– fluxo de onda curta
incidente na superfície do oceano, OC
UP
- fluxo de onda curta refletida pela superfície do
oceano, OL
DOWN
– fluxo de onda longa emitida pela atmosfera para a superfície, OL
UP
–
fluxo de onda longa emitida pela superfície do oceano para a atmosfera e R
N
- radiação
líquida...............................................................................................................................39
Figura 4.5 Evolução diária da temperatura média do ar sobre o oceano e da água para (a)
verão e (b) inverno............................................................................................................40
Figura 4.6 Evolução diária da umidade específica média do ar sobre o oceano e de saturação
para (a) verão e (b) inverno. .............................................................................................40
Figura 4.7 Balanço de energia para (a) verão e (b) inverno sobre o oceano para a região do
CSS. As componentes do balanço de energia são: H – fluxo de calor sensível, LE – fluxo
de calor latente, R
N
– radiação líquida e G – fluxo de calor no solo................................41
Figura 4.8 Evolução temporal da altura da CLP para (a) verão e (b) inverno sobre a porção
oceânica da grade para a região do CSS...........................................................................42
Figura 4.9 Evolução espacial da altura da CLP ao longo da linha A para (a) verão, (b) verão
com escala vertical detalhada, (c) inverno e (d) inverno com escala vertical detalhada..44
Figura 4.10 Evolução espacial da altura da CLP ao longo da linha B para (a) verão, (b) verão
com escala vertical detalhada, (c) inverno e (d) inverno com escala vertical detalhada..45
Lista de Tabelas
Tabela 2.1 Resumo do conjunto de dados utilizados no estudo ...............................................17
Tabela 3.1 Descrição dos parâmetros utilizados e alculos por Deardorff (1978).....................26
Tabela 4.1 Constantes utilizadas no modelo ISBA ..................................................................34
Tabela 4.2 Parâmetros de solo, vegetação e atmosfera utilizados na estimativa de fluxos sobre
o continente ......................................................................................................................35
Resumo
Este trabalho investiga a evolução espacial da Camada Limite Planetária (CLP) na
região do Canal de São Sebastião (CSS) - SP, uma das áreas mais impactadas por
derramamentos acidentais de óleo das regiões sul e sudeste do Brasil. Para tanto foi feito
levantamento da topografia e cobertura do solo para uma região de 12 km x 12 km no CSS
com o intuito de levantar parâmetros essenciais para a estimativa do balanço de energia sobre
o continente. Foram utilizados dados médios horários de vento, temperatura e umidade
específica do ar coletados pelo Centro de Biologia Marinha (CEBIMar), e temperatura do
oceano obtida de um fundeio ancorado próximo ao centro do canal. Os dados médios foram
utilizados para estimar do balanço de energia sobre o continente, utilizando o método
proposto por Deardorff (1978), e sobre o oceano através de parametrização do tipo bulk para
as condições de verão e inverno. Com os resultados obtidos foi determinada a altura da CLP
para ambas as superfícies e, em seguida, aplicada uma média móvel com advecção destas
alturas no sentido do vento zonal - a componente mais intensa do vento ao longo do dia
segundo análise de dados para ambas estações estudadas - para investigar sua evolução
espacial ao longo de duas linhas de latitude: uma interceptando o CEBIMar e outra, mais ao
sul, numa região composta por água e continente em igual proporção.
Abstract
This work investigates the spatial evolution of the Planetary Boundary Layer in the
region of São Sebastião Channel (SSC) - SP, one of the most impacted area by accidental oil
spilling in the South and Southeast regions of Brazil. It was performed a topographic and soil
cover survey for a region of 12 km x 12 km in the SSC region in order to obtain the essential
parameters to estimate the energy balance over the continent. Hourly averaged data of wind,
air temperature and specific humidity colleted by the Marine Biologic Center (CEBIMar) and
ocean temperature obtained by a mooring near the centre of the channel were used in this
work to estimate the energy balance over the continent using the routine proposed by
Deardorff (1978) and over the ocean using bulk parameterizations for winter and summer
conditions. The obtained results were used to determine the PBL height for both surfaces. To
investigate the PBL spatial evolution in the transition continent-water-continent it was applied
a movable average with advection of the PBL height in the zonal wind direction – the wind
component more intense during winter and summer, according to the data analysis- to
investigate the PBL spatial evolution through two latitude lines: one intercepting the
CEBIMar and another in an region southward with equal water and continent proportion.
Capítulo 1 Introdução
A investigação da Camada Limite Planetária (CLP) é de fundamental importância para
ampliar a compreensão acerca dos processos atmosféricos na baixa troposfera, uma vez que
ali acontece a maior parte das atividades relacionadas à manutenção e preservação da espécie
humana e organismos vivos.
A CLP é a região da atmosfera onde as variáveis meteorológicas, tais como a
velocidade do vento, a temperatura e a umidade, ajustam seus valores na atmosfera livre às
condições de contorno da superfície da Terra. Os contornos da superfície são de não
deslizamento para a velocidade geralmente e impõem fluxos de superfície para o calor e a
umidade. É evidente que os perfis verticais das variáveis meteorológicas nessa camada devem
depender fortemente do processo que determina o transporte vertical e de mistura na CLP
(Nieuwstadt and Duynkerke, 1996). O processo responsável pelo transporte e mistura das
propriedades do fluido atmosférico é a turbulência que surge em resposta às forçantes em
superfície - atrito, aquecimento solar e diferencial das superfícies, evapotranspiração, etc -
com a finalidade de manter o equilíbrio vertical dessas propriedades no domínio da CLP.
As campanhas observacionais em muito têm contribuído para que se possa
compreender melhor os processos turbulentos e a dinâmica da CLP. Apesar da sua enorme
importância, estudos observacionais da CLP sobre a interface continente-oceano são
praticamente inexistentes no Brasil (Dourado e Oliveira, 2001; Wainer et. al., 2003; Oliveira,
2003). Isso ocorre principalmente sobre o oceano cujas observações meteorológicas requerem
equipamentos robustos (Bradley et. al.., 1991), pois a severidade do ambiente marinho
provoca a rápida dete-rioração dos sensores, alterando o desempenho dos mesmos. Além
disso, se as observações forem realizadas em plataformas móveis (navios ou bóias) a
Capítulo 1. Introdução
9
interferência dos movimentos da plataforma dificulta, ou até inviabiliza, a obtenção dos
dados, especialmente os fluxos verticais turbulentos. No caso de observações efetuadas com
aviões, além do alto custo, que impede a caracterização climatológica da região, existe
também uma limitação de operação, uma vez que não é possível obter medidas abaixo de 30
metros (Enriquez e Friehe, 1997).
Medidas da altura da CLP sobre o continente, importantes para estudos de impactos
ambientais, são limitadas em razão do alto custo da implementação de experimentos
micrometeorológicos, tanto em termos de recursos técnicos quanto humanos, o que inviabiliza
a obtenção de dados por longos períodos de tempo. Desse modo, praticamente não há dados
observacionais que caracterizem a interação entre as escalas do movimento que afetam a
estrutura dinâmica e termodinâmica da CLP (Wood, 2000).
Uma alternativa às medidas observacionais é a modelagem analógica que consiste em
gerar turbulência em fluidos em condições de laboratório. Segundo Oliveira (2004), uma
maneira de operacionalizar esse método é gerando um escoamento controlado - em termos de
intensidade e direção - utilizando ar em um túnel de vento atmosférico ou com água em
tanques de convecção. O Brasil dispõe de poucos túneis de vento em operação e, sua
utilização voltada a estudos de turbulência atmosférica ainda é reduzida e racionalizada entre
grupos de pesquisa de diversas áreas do conhecimento.
Além dos métodos analógicos e medidas diretas, estimativas da altura da CLP podem
ser realizadas através da obtenção dos fluxos turbulentos utilizando parametrizações tipo bulk
que poderão ser utilizadas nas formulações de estimativa da altura da CLP. Uma série de
expressões para determinar a altura da CLP está disponível na literatura (Vickers e Mahrt,
2004; Stull, 1988; Arya, 1988; Venkatram, 1980; Zilitinkevich, 1972; Tennekes, 1973).
Dentro dessa perspectiva, o Canal de São Sebastião (CSS) foi escolhido como região
de estudo, por estar localizado no litoral norte de São Paulo considerada uma das áreas mais
Capítulo 1. Introdução
10
impactadas pelos vazamentos de óleo nas regiões sudeste e sul do Brasil, basicamente em
função da presença do Terminal Petrolífero Almirante Barroso (TEBAR), por onde trafega
mais de 50% da produção de todo o petróleo do país (Poffo et. al, 2001). De acordo com
Meyer e Cantão (1996), nos últimos 20 anos, mais de 200 vazamentos de óleo e derrames
acidentais ocorreram na região do CSS, contribuindo para a poluição crônica da água e áreas
vizinhas. Em conseqüência desses derrames, inúmeros costões rochosos e praias são atingidos
sistematicamente acarretando o comprometimento da qualidade ambiental desses
ecossistemas (Coutinho, 2002).
Quando ocorre um vazamento de óleo em alto mar devido à diferença de densidades
entre o óleo e a água salgada, a mancha tende a flutuar e espalhar -se na direção dos ventos de
superfície. Dessa forma, torna-se importante o conhecimento dos ventos de superfície, isto é,
os ventos na CLP.
Alguns estudos oceanográficos já foram feitos na região (Leandro, 1999; Soares, 1994,
Silva, 1995; Fontes, 1995, Soares et. al.., 1999, 1997) envolvendo a climatologia das águas da
região e a utilização de modelos de dispersão oceânica.
1.1 Objetivos
Face às dificuldades existentes para caracterizar a CLP em regiões costeiras, o
objetivo geral deste trabalho é propor um método de investigação da evolução espacial da
altura da CLP na região do Canal de São Sebastião utilizando dados médios das propriedades
meteorológicas e oceanográficas para condições de verão e inverno. Para tanto serão
utilizados dados de uma estação meteorológica automática e de um fundeio ambos fixados em
pontos centrais do canal.
Os objetivos específicos são:
Capítulo 1. Introdução
11
Estimar a evolução temporal do balanço de energia sobre o continente e sobre o
oceano;
Determinar a altura da CLP a partir dos balanços de energia para ambas as
condições;
Determinar a transição da CLP entre o continente e o oceano.
1.2 Estrutura do trabalho
A dissertação está organizada em 4 capítulos além da introdução. O Capítulo 2 traz a
caracterização da região de estudo além da descrição detalhada do conjunto de dados, o
tratamento realizado para que sua utilização fosse possível e análise dos mesmos.
A metodologia de trabalho é apresentada no Capítulo 3 onde é possível encontrar uma
descrição sucinta das teorias envolvidas na compreensão dos processos aqui estudados, os
modelos de estimativa do balanço de energia e determinação da altura da CLP sobre o
continente e o oceano, além da proposta de transição da CLP na interface continente-oceano-
continente.
No capítulo 4 são apresentados e comentados os resultados obtidos em cada etapa do
trabalho. E, finalmente, no Capítulo 5 são apresentadas as conclusões acerca dos resultados
obtidos, a viabilidade de utilização da proposta apresentada enquanto método alternativo para
investigação da CLP na região do CSS.
Capítulo 2 Região de estudo e dados utilizados
A região de estudo é o Canal de São Sebastião (CSS), localizado entre a planície
costeira - abrangendo o município de São Sebastião - e a Ilha de São Sebastião (ISS) -
município de Ilhabela - cerca de 200 km a nordeste do estado de cidade de São Paulo (SP)
conforme ilustra a Figura 2.1a. Esse canal com aproximadamente 22 km de comprimento, se
estende entre as latitudes 23º41’S e 23º54’S, apresenta forma curva cuja orientação com o
norte verdadeiro varia entre NE e N nas suas entradas sul e norte, respectivamente. Essas
entradas com configuração afunilada têm larguras aproximadas de 7,2 e 5,6 km, e a parte mais
estreita, com aproximadamente 1,9 km, está localizada na ponta do Araçá (Silva, 1995).
Sua localização geográfica, características físicas e ambientais tornam o CSS uma
região de grande importância estratégica e econômica. Tornou-se um pólo turístico e suas
águas calmas abrigam um porto e um terminal petrolífero, ambos situados próximos à entrada
norte do canal. Próximo à entrada sul, localiza-se o CEBIMar (Centro de Biologia Marinha)
onde foram coletados os dados meteorológicos utilizados neste trabalho. Além dos pontos
citados, pode-se verificar a presença de manchas urbanas ao longo da linha de costa em
ambos os municípios como mostrado na Figura 2.1b.
A presença do Terminal Marítimo Almirante Barroso (TEBAR) movimenta elevado
número de navios petroleiros, gerando extensa atividade ligada ao setor petroquímico e de
transportes (Leandro, 1999). Contudo, nas últimas décadas foram registradas mais de 200
ocorrências de vazamentos de óleo envolvendo embarcações que trafegam na região do CSS.
Tais eventos preocupam órgãos de defesa civil e meio ambiente no sentido de planejar ações
de contenção das manchas de óleo, dado que as correntes marítimas na região são altamente
influenciadas pelos ventos (Emilsson apud Castro Fº, 1990, p. 111).
Capítulo 2. Região de estudo e dados utilizados
13
Figura 2.1 (a) Localização geográfica do Canal de São Sebastião em relação ao estado de São Paulo, assinalado
com um “X”. (b) Região de estudo vista do espaço. (Fonte: LANDSAT/Embrapa
1
)
O CEBIMar está instalado à beira mar, na porção continental do CSS em frente à Ilha-
bela numa Área Sob Proteção Especial (ASPE), reservada à pesquisa e contemplação onde
são proibidas a coleta e pesca de organismos da fauna e flora. Este centro mede alguns dados
ambientais como velocidade do vento, umidade relativa, temperatura do ar e pressão
atmosférica ao nível do mar para o monitoramento das condições de vida marinha.
2.1 Topografia
O mapeamento topográfico bi e tridimensional do Canal de São Sebastião (SP) está
apresentado na Figura 2.2. Os pontos assinalados com "X" nos mapas representam os pontos
de coletas de dados - Ponta do Baleeiro (23º49’S, 045º25’W) no CEBIMar, Fundeio C2
(23°49’S, 045°24’W) - e o TEBAR (23º48'S, 045º 23'W), próximo ao Porto de São Sebastião.
As linhas em vermelho representam as latitudes onde foram aplicadas a proposta de transição
da CLP.
1
Obtido em 08/03 /2005 da internet: http://www.cdbrasil.cnpm.embrapa.br
(b)
CEBIMar
Porto e
TEBAR
Ilha de São
Sebastião
(Ilhabela)
Município de
São Sebastião
X
(a)
Capítulo 2. Região de estudo e dados utilizados
14
Os dados de topografia utilizados neste trabalho são os do Shuttle Radar Topography
Mission 3 arc-seconds
2
(SRTM3), um programa de mapeamento global conduzido pela NA-
SA em conjunto com outros órgãos e agências espaciais. O espaçamento da grade horizontal é
de 3 segundos de arco em latitude e em longitude, o que corresponde a uma grade de 90 m x
90 m na região do Equador.
Figura 2.2 Mapeamento topográfico bi e tridimensional do Canal de São Sebastião (SP). Os pontos assinalados com
“X” nos mapas representam os pontos de coletas de dados – Ponta do Baleeiro (23º49’S, 045º25’W) no CEBIMar,
Fundeio C2 (23°49’S, 045°24’W) - e o TEBAR (23º48'S, 045º 23'W), próximo ao Porto de São Sebastião. As linhas
em vermelho representam as latitudes onde foram aplicadas a proposta de transição da CLP. (Fonte: SRTM3)
A região é parte integrante do Parque Estadual da Serra do Mar, sendo marcada por
relevo bastante acidentado, com altitudes que variam entre o nível médio do mar até cerca de
1300 m no município de Ilhabela, conforme ilustra a Figura 2.2. Em termos de acidentes
geográficos, deve ser dado destaque à ISS, que funciona como uma barreira natural às ondas
2
O histórico do programa bem como referências sobre o SRTM estão disponíveis em
http://www2.jpl.nasa.gov/srtm/. Os dados de topografia podem ser baixados através do link:
ftp://e0srp01u.ecs.nasa.gov/srtm/version2/.
Capítulo 2. Região de estudo e dados utilizados
15
do mar aberto e aos ventos carregados de umidade provenientes do oceano rumo ao
continente. A presença da ISS provoca um efeito bastante interessante de canalização dos
ventos na direção do canal. Esse tipo de obstáculo favorece a formação de nuvens orográficas
comuns ao longo da ISS. Por essa razão, o clima da região é o tropical úmido, com grande
ocorrência de chuvas durante todo o ano.
2.2 Cobertura do solo
A ocupação do solo foi obtida através do software de tratamento de dados
desenvolvido por Pereira (2004) que utiliza dados do International Geosphere Biosphere
Programme (IGBP) cujo espaçamento da grade horizontal é de 1 km x 1 km próximo ao
Equador. A classificação do IGBP reconhece 17 categorias de cobertura do solo elencadas na
legenda da Figura 2.3a.
-45.47 -45.45 -45.43 -45.41 -45.39 -45.37
Longitude (°)
-23.87
-23.86
-23.85
-23.84
-23.83
-23.82
-23.81
-23.80
-23.79
-23.78
L
a
t
i
t
u
d
e
(
°
)
1
2
3
4
5
6
7
8
9
10
11
12
13
14
15
16
17
17 - Água
16 - Solo Arenoso
15 - Neve/Gelo
14 - Áreas de preservação ou agrícolas
13 - Áreas urbanas
12 - Culturas
11 - Áreas alagadas
10 - Campos
09 - Cerrado
08 - Cerrado denso
07 - Arbusto aberto
06 - Arbusto fechado
05 - Floresta mista
04 - Floresta decídua de folha larga
03 - Floresta decídua temperada
02 - Floresta tropical
01 - Floresta sempre verde
Tipos de Cobertura Superficial
(Classificação IGBP)
(a)
Capítulo 2. Região de estudo e dados utilizados
16
Figura 2.3 (a) Ocupação do solo na região do CSS construída de acordo com dados e classificação do IGBP. (Fonte:
IGBP) (b) Freqüência dos tipos de ocupação encontrados na região de estudo segundo classificação utilizada.
Conforme Figura 2.3b, verifica-se que a água ocupa 42,4% da grade utilizada. Com
relação aos tipos de ocupação de solo mais abundantes na região, destacam-se: áreas agrícolas
ou de preservação (17,4%), cerrado (14,6%) e floresta tropical (13,2%).
Sabendo-se que grande parte dos municípios de São Sebastião e Ilhabela é coberta por
Mata Atlântica nativa, e estão situadas em áreas de proteção ambiental e especial (APAs e
ASPEs), adotou-se o tipo 14 (áreas de preservação ou agrícolas) como tipo de solo
predominante para a grade utilizada. Essa informação é bastante importante no sentido de
guiar a pesquisa e definição dos parâmetros do solo utilizados nas simulações de balanço de
energia sobre o continente. Tal levantamento é apresentado no Capítulo 4.
2.3 Dados utilizados
A investigação do comportamento da CLP em regiões costeiras através da estimativa
de fluxos turbulentos, depende do conhecimento das condições meteorológicas e
oceanográficas da região. Para tanto, foram utilizados neste trabalho, dados meteorológicos e
(b)
Capítulo 2. Região de estudo e dados utilizados
17
a temperatura do oceano. Os dados descritos aqui foram obtidos em duas localidades do CSS:
CEBIMar e nas proximidades do TEBAR (vide Figura 2.2).
Os dados meteorológicos foram cedidos pela equipe técnica do CEBIMar e provêm
dos registros de uma estação meteorológica automática compacta equipada com sensores de
direção e velocidade do vento, temperatura, umidade relativa do ar e pressão atmosférica.
Estes sensores ficam dispostos em um mastro instalado no topo da Ponta do Baleeiro
(23º49’S, 045º25’W) e realizam leituras instantâneas a cada 10 minutos que são armazenadas
num datalogger fixado na base da estação meteorológica. Estes dados também são
transmitidos, via rádio (VHF) e em tempo real, a um computador equipado com software de
obtenção de dados instalado no laboratório do centro de estudos.
Os dados de temperatura da água a 5 m de profundidade em relação ao nível médio do
mar foram cedidos pelo Laboratório de Hidrodinâmica Costeira (LHICO) do Instituto
Oceanográfico da USP. Tais dados referem-se às observações do fundeio C2 (23°49’S,
045°24’W) ancorado entre o TEBAR e o CEBIMar durante as campanhas realizadas para o
projeto TRADICASS (Transporte e Dispersão no Canal de São Sebastião). O período de
amostragem dos dados é de 30 minutos sendo que a medida é instantânea.
A Tabela 2.1 descreve o conjunto de dados meteorológicos e oceanográficos utilizados
neste trabalho.
Tabela 2.1 Resumo do conjunto de dados utilizados no estudo
Período de dados Origem Dados obtidos (unidade de medida)
Jul/2000 - Ago/2005
CEBIMar
Ponta do Baleeiro
(23º49’33”S, 045º25’21”W)
Pressão atmosférica - nível do mar
(hPa)
Temperatura do ar (°C)
Velocidade do vento (km h
-1
)
Direção do vento (°)
Umidade relativa (%)
Dez/2001 - Ago/2005
Fundeio C2
(23°49’32’’S, 045°24’33’’W)
Temperatura da água a 5m de
profundidade (°C)
Capítulo 2. Região de estudo e dados utilizados
18
2.3.1 Tratamento de dados
Ao selecionar a base de dados para o estudo, verificou-se que sua utilização somente
seria possível se fossem feitas interpolações e filtros para eliminar os dados discrepantes ou
suprir a falta de dados em alguns períodos.
Dadas as condições acima, e tendo em vista o objetivo do trabalho, optou-se por traçar
um padrão médio de comportamento das propriedades meteorológicas e oceanográficas na
região para os meses de verão (Dezembro, Janeiro e Fevereiro ou DJF) e inverno (Junho,
Julho e Agosto ou JJA). Para tanto, tomou-se a média horária dos dados descritos na Tabela
2.1 com o intuito de obter um dia de dados para cada estação.
Neste trabalho, adotou-se o termo média horária como sendo o valor médio de uma
propriedade num dado horário de coleta. Ou seja, para cada horário de coleta foi tomada a
soma dos valores daquela propriedade naquele específico horário em todos os arquivos
disponíveis e, esta dividida pelo número de ocorrências registradas.
Como visto na seção anterior, os conjuntos de dados têm diferentes períodos de
amostragem. No sentido de padronizar as médias horárias, e dado que as medidas da estação
meteorológica e do fundeio são instantâneas, as médias para ambos os conjuntos de dados
foram calculadas a cada 30 minutos, maior período de amostragem entre os dois conjuntos de
dados. Ao final do cálculo das médias foram obtidos 2 arquivos, um para a condição de verão
e outro para inverno, cada um contendo um dia de dados médios distribuídos em 48 registros
(1 registro a cada 30 minutos).
Antes da utilização desses dados foi feita uma montagem de modo que as últimas 6
horas de dados – período das 18HL às 2330HL – foram copiadas à frente das 00HL
originalmente obtida com a média. Esse período de 6 horas adicionais é o período esperado
para que as rotinas numéricas se estabilizem ao longo das simulações, sendo descartados na
apresentação dos dados finais.
Capítulo 2. Região de estudo e dados utilizados
19
2.3.2 Análise de dados
Os resultados obtidos com o tratamento de dados proposto são apresentados a seguir.
As figuras contemplam dados de verão e inverno para que seja possível uma análise
comparativa dos mesmos. A Figura 2.4 traz a temperatura média do ar para verão e inverno
onde se observa que no verão, a temperatura mínima do ar atinge valor de 24ºC por volta das
530HL e, a máxima chega a 27ºC próximo às 14HL. No inverno tem-se que a mínima igual a
19,7ºC ocorre às 7HL, enquanto a máxima de 22,5ºC é observada às 1530HL. Os valores
máximos e mínimos de inverno encontram-se deslocados 1,5h em relação ao verão.
0 2 4 6 8 10 12 14 16 18 20 22 24
20
21
22
23
24
25
26
27
Inverno
Verão
T (ºC)
HORA LOCAL
Figura 2.4 Evolução diária da temperatura média do ar para Verão (DJF) e Inverno (JJA).
A umidade específica média do ar apresentada na Figura 2.5 tem ciclo diário
semelhante à temperatura do ar. O verão apresenta-se como estação mais úmida atingindo
valores máximo e mínimo de umidade específica maiores que o inverno. Nas primeiras horas
do dia para o verão ocorre o mínimo de 17g kg
-1
às 0530HL; a umidade específica máxima
igual a 18,25 g kg
-1
ocorre por volta das 1530HL. No inverno, a mínima chega a 12,75g kg
-1
cerca de 1 hora mais tarde que no verão e a máxima igual a 14g kg
-1
ocorre meia hora mais
tarde relativamente à estação mais úmida.
Capítulo 2. Região de estudo e dados utilizados
20
0 2 4 6 8 10 12 14 16 18 20 22 24
13
14
15
16
17
18
Inverno
Verão
q (g Kg
-1
)
HORA LOCAL
Figura 2.5 Evolução diária da umidade específica média do ar para Verão e Inverno.
A Figura 2.6a mostra a intensidade média do vento para os meses de inverno e verão.
Comparando-se os gráficos de umidade específica (Figura 2.5) e intensidade do vento (Figura
2.6a), têm-se que para o inverno, a região nas proximidades do CEBIMar experimenta vento
menos intenso e seco, enquanto no verão, os ventos são comparativamente mais intensos e
úmidos. Vale lembrar que a intensidade do vento na região só não é maior devido à presença
da ISS que opera como um anteparo às ações do oceano sobre a planície costeira conforme
discutido na seção 2.1. Ainda explorando a formação da ISS e seu impacto sobre as condições
meteorológicas locais, pode-se reforçar o efeito de canalização dos ventos. O CSS tem
orientação que varia entre NE e N. Em termos da direção meteorológica isto representa vento
orientado na direção NE-SW. Na Figura 2.6b observa-se essa direção do vento durante dois
períodos (das 00HL até cerca de 10HL e das 2030HL até o fim do dia).
Capítulo 2. Região de estudo e dados utilizados
21
0 2 4 6 8 10 12 14 16 18 20 22 24
3,4
3,6
3,8
4,0
4,2
4,4
4,6
4,8
5,0
5,2
5,4
Inverno
Verão
V (m s
-1
)
HORA LOCAL
0 2 4 6 8 10 12 14 16 18 20 22 24
0
60
120
180
240
300
360
Inverno
Verão
DIR (°)
HORA LOCAL
Figura 2.6 Evolução diária (a) da intensidade e (b) direção médias do vento para Verão e Inverno.
Da composição das informações obtidas nas Figuras 2.5, 2.6 e 2.7 observa-se a entrada
da brisa marítima no continente, tanto no verão quanto no inverno. É possível notar, nos
dados médios, que entre as 14HL e 16HL, a componente meridional do vento (Figura 2.7b)
atinge intensidade próxima de zero enquanto que a componente zonal (Figura 2.7a) atinge sua
maior intensidade em módulo, ou seja, venta em sentido à planície costeira (vide localização
na Figura 2.1b). Ao mesmo tempo, a Figura 2.6b mostra que a direção do vento começa a
modificar por volta das 10HL até atingir 90º e mantém-se nessa direção até cerca de 16HL,
reforçando a tese de que o vento é predominantemente zonal (E-W). Na Figura 2.5 identifica-
se um aumento da umidade específica no mesmo período. Concluindo: o vento
predominantemente zonal transporta massa de ar úmido do oceano para o continente no
período entre 14HL e 16HL tanto para inverno quanto verão no CSS.
(a) (b)
Capítulo 2. Região de estudo e dados utilizados
22
0 2 4 6 8 10 12 14 16 18 20 22 24
-2
-1
0
1
2
3
4
Inverno
Verão
u (m s
-1
)
HORA LOCAL
0 2 4 6 8 10 12 14 16 18 20 22 24
-2
-1
0
1
2
3
4
Inverno
Verão
v (m s
-1
)
HORA LOCAL
Figura 2.7 Evolução diária das componentes do vento (a) zonal e (b) meridional médias para Verão e Inverno.
É possível notar na Figura 2.8 que a pressão atmosférica no inverno é
consideravelmente maior que no verão devido ao fato da temperatura do ar nesta estação ser
mais frio e, portanto, mais denso. A exemplo do que ocorre com as temperaturas, os mínimos
e máximos de pressão durante o verão ocorrem defasados em relação ao inverno. Os mínimos
de pressão iguais a 1006 hPa, ocorrem às 5HL e às 18HL, já o máximo de pressão igual a
1007,8 hPa ocorre por volta das 1130HL no verão. No inverno, os mínimos de pressão são
iguais a 1014 hPa e ocorrem às 6HL e às 18HL enquanto o máximo de 1017 hPa ocorre às
11HL.
0 2 4 6 8 10 12 14 16 18 20 22 24
1006
1008
1010
1012
1014
1016
Inverno
Verão
P (hPa)
HORA LOCAL
Figura 2.8 Evolução diária da pressão atmosférica média para Verão e Inverno.
(a) (b)
Capítulo 2. Região de estudo e dados utilizados
23
A Figura 2.9 ilustra os dados médios de temperatura da água a 5m de profundidade,
doravante designada temperatura do oceano. No verão, observa-se maior amplitude térmica
que no inverno. A temperatura do oceano chega a variar quase 0,5°C - de 24,25°C a 24,75°C -
ao longo do dia no verão enquanto que no inverno, a temperatura mantém-se praticamente
constante em torno de 21,5°C a 21,6°C. Isso se deve ao fato dos contrastes térmicos no
sistema oceano-continente serem mais intensos no verão.
0 2 4 6 8 10 12 14 16 18 20 22 24
21,5
22,0
22,5
23,0
23,5
24,0
24,5
25,0
Inverno
Verão
T (ºC)
HORA LOCAL
Figura 2.9 Evolução diária da temperatura média da água a 5m de profundidade de para Verão e Inverno.
Capítulo 3 Metodologia
A metodologia empregada nesse trabalho consiste em simular a evolução espacial da
CLP para uma região de interface continente-oceano-continente. Para isso, foram estimados
os balanços de energia para a porção continental e oceânica da região de estudo bem como a
altura da CLP para cada superfície para as condições de inverno e verão.
Para a porção continental foi utilizada a formulação proposta por Deardorff (1978) que
consiste em simular a evolução temporal dos fluxos turbulentos na CLP. Para a estimativa de
fluxos sobre as águas do CSS foi proposta a utilização de expressões empíricas largamente
utilizadas para esse fim na literatura (Soares et. al., 2004, Bacellar et. al., 2004).
3.1 Balanço de energia sobre o continente
A formulação proposta por Deardorff (1978) e aplicada nesse trabalho, é um dos mais
eficientes esquemas de interação solo-biosfera-atmosfera (ISBA) existentes na literatura no
que diz respeito à representação dos processos físicos na superfície (Targino, 1999). Este
esquema utiliza como forçantes externas, dados meteorológicos de velocidade do vento,
temperatura e umidade específica do ar à cerca de 10 m de altitude além de uma série de
parâmetros relacionados ao sistema solo-vegetação-atmosfera local.
A biosfera é representada por uma camada de vegetação cuja capacidade térmica pode
ser negligenciada. O solo é dividido em 2 camadas homogêneas sendo que, a mais superficial
e menos profunda - apresenta cerca de 0,1 m de profundidade - responde às variações de
temperatura e umidade na escala diária; já a outra camada mais profunda que a primeira -
cerca de 0,9 m - responde às variações anuais dessas propriedades.
Capítulo 3. Metodologia
25
O dossel da vegetação é representado por uma camada de altura h que inclui a altura
do plano de deslocamento da folhagem (d
v
) mais o comprimento de rugosidade da vegetação
(z
0v
). A densidade da vegetação é representada pela quantidade σ
f
e está associada à porção da
vegetação responsável pelo bloqueio da radiação de onda curta que chega à superfície. Essa
grandeza assume valores 0< σ
f
<1, de modo que, zero refere-se à ausência de vegetação e 1
refere-se à cobertura total. Considerando os parâmetros aerodinâmicos e característicos da
vegetação e da superfície do solo é possível então iniciar o balanço de radiação nestas
camadas. Um esquema ilustrativo de como o sistema é tratado pelo modelo e quais são os
parâmetros e fluxos obtidos segue apresentado na Figura 3.1.
Figura 3.1. Esquema simplificado do sistema solo-vegetação-atmosfera segundo proposta de Deardorff (1978).
Capítulo 3. Metodologia
26
Tabela 3.1 Descrição dos parâmetros utilizados e alculos por Deardorff (1978)
Bhumralkar (1975) e Blackadar (1976) [apud Deardorff (1978)] propuseram uma
maneira simplificada de determinar a temperatura do solo, T
g
, que inclui um mecanismo que
considera que a camada mais profunda do solo regida pelas variações em escala anual, T
2
,
pode influenciar a temperatura da superfície do solo, T
g
bem como a soma dos fluxos de
energia na superfície do solo (H
a
). Esse método é conhecido como Force-Restore e é utilizado
tanto para a temperatura quanto para a umidade. Targino (1999) menciona que este
equacionamento é capaz de simular a contínua secagem da superfície na ausência de
precipitação e irrigação e, durante a noite, a recuperação parcial do conteúdo de umidade da
superfície do solo, que se acredita decorrer da transferência de umidades da camada inferior.
Discussão e desenvolvimento detalhado das relações e equações do modelo podem ser
encontrados em Targino (1999) e Oliveira (2003).
Símbolo
Definição
d
1
e d
’
1
Profundidades do solo influenciadas pelo ciclo diurno
de temperatura e umidade, respectivamente
d
2
e d
’
2
Profundidades do solo influenciadas pelo ciclo diurno
de temperatura e umidade, respectivamente
E
tr
Taxa de transpiração da folhagem
E
g
Taxa de evaporação na superfície do solo
q Umidade específica
z
0
Comprimento de rugosidade
d Altura de deslocamento
z Altura vertical
r
ar
Resistência atmosférica
r
s
Resistência estomatal
T Temperatura absoluta
T
2
Temperatura média do solo na profundidade d
2
u Velocidade do vento
w
g
Concentração volumétrica de umidade no solo
w
2
Conteúdo de umidade do solo na camada de
profundidade d
’
2
w
dew
Massa de água líquida retida pela folhagem
w
s
Umidade do solo na região das raízes
α
Albedo
ε
Emissividade
ρ
ar
Densidade do ar
c
H
Coeficiente adimensional de transferência de
umidade
H Fluxo de calor sensível
LE Fluxo de calor latente
R
n
Irradiância líquida
G Fluxo de calor na superfície do solo
Sub
Definição
a Altura no “nível do anemômetro”
h Altura do dossel
f Superfície da folhagem
af Valor médio da variável dentro do
dossel
0 Avaliação da variável no solo nu
g Valor da variável na superfície do
solo
Capítulo 3. Metodologia
27
3.2 Balanço de energia sobre o oceano
Os fluxos turbulentos de superfície acoplam os processos que ocorrem entre o oceano
e a atmosfera, sendo crucial o conhecimento desses fluxos para o entendimento da interação
oceano-atmosfera. A descrição quantitativa da troca de energia na interface oceano-atmosfera
é importante para estudos de processos físicos e para o desenvolvimento de modelos
oceânicos e atmosféricos de diferentes escalas espacial e temporal (Soares et. al., 2004).
Neste trabalho, os parâmetros atmosféricos utilizados na estimativa dos fluxos sobre o
oceano foram: velocidade do vento, temperatura do ar, umidade específica do ar sobre o
oceano e temperatura do oceano.
O método utilizado para estimar os fluxos verticais turbulentos de calor sensível (H) e
vapor de água (LE) sobre o oceano é chamado método bulk. Nesse tipo de formulação, o
fluxo de uma propriedade qualquer é proporcional ao produto da variação vertical desta
propriedade entre a superfície do oceano e um nível de referência localizado a uma altura z
(tipicamente a 10 m de altitude da superfície do oceano), um coeficiente de troca turbulenta e
o vento medido no nível de referência z. Tais coeficientes de troca turbulenta variam de
acordo com a altura e estabilidade local. As relações empíricas em que se baseiam o método
supracitado são (WGASF, 2000):
0 p H z z 0
H c C u (T T )
= −ρ −
(3.2.a)
0 E z z 0
LE LC u (q q )
= −ρ −
(3.2.b)
onde C
H
= 1x10
-3
e C
E
= 1,2x10
-3
são os coeficientes de troca turbulenta de calor
sensível e vapor d’água
3
, respectivamente, ρ é a densidade do ar, c
p
é o calor específico à
pressão constante, L é o calor latente de evaporação, [u
z
, T
z
e q
z
] correspondem à velocidade
do vento, a temperatura e umidade específica do ar no nível de referência z; T
0
e q
0
são a
3
Coeficientes de troca turbulenta propostos por Smith (1988).
Capítulo 3. Metodologia
28
temperatura do ar e a umidade específica de saturação representativas da superfície do
oceano, respectivamente.
A umidade específica de saturação (q
0
) foi obtida segundo a expressão de Tétens:
0
e
q
(p e)
=Ε
−
(3.2.c)
z
z
sat
17,67 (T 273,16)
T 29,66
sat
UR
e e
100
e 0,6112e
⋅ −
−
= ⋅
=
(3.2.d)
onde E=0,622 é a razão entre a constante do ar seco e do vapor d’água, e é a pressão
de vapor do ar, p é a pressão atmosférica, UR é a umidade relativa do ar, e
sat
é a pressão de
vapor de saturação à temperatura do ar.
O balanço de radiação sobre o oceano é dado por:
0
N 0 0 0 0
R OC OC OL OL
= ↓ + ↑ + ↓ + ↑
(3.2.e)
onde R
N
é a radiação líquida, OC↓
0
e OC↑
0
são as componentes de radiação solar
incidente e refletida pela superfície e OC↓
0
e OC↑
0
são as componentes de radiação de onda
longa emitidas pela atmosfera e pela superfície, respectivamente.
O fluxo de radiação solar incidente sobre o oceano foi calculado como:
0 R
OC I cos
↓= − γ ⋅τ
(3.2.f)
onde I
0
=S
0
.(D
TSm
/D
TS
)
2
é a constante solar corrigida para a variação da distância
Terra-Sol ao longo do ano, D
TSm
é a distância média Terra-Sol, D
TS
é a distância real Terra-
Sol, S
0
é o valor da constante solar observado em D
TSm
; γ é o ângulo zenital e τ
R
é a
transmissividade atmosférica dada por (Bacellar et. al., 2004):
R
(0,5 0,3cos )
τ = + γ
(3.2.g)
Capítulo 3. Metodologia
29
A radiação solar refletida pela superfície foi parametrizada como:
OC OC
↑= − α⋅ ↓
(3.2.h)
onde α= 0,06
4
é o albedo da água.
A radiação de onda longa incidente na superfície do oceano, OL↓, foi estimada através
da expressão de Idso modificada (vide Oliveira, 2003):
(
)
4
z
OL a b T
↓= − + ⋅
(3.2.i)
onde a (=208)e b(=6) são constantes.
A radiação de onda longa emitida pela superfície, OC↑, é estimada a partir da emissão
de corpo negro da superfície e da emissividade do ar, ε, através da seguinte expressão:
4
z
OL T
↑= −εσ
(3.2.j)
onde σ é a constante de Stefan-Boltzman.
O termo de armazenamento, Q, é o equivalente do fluxo de calor no solo, só que para
oceano. Este termo é calculado como sendo
N
Q H LE R
= + +
(3.2.k)
Em geral, como os fluxos de calor sensível e vapor d’água sobre o oceano pequenos
sobre o oceano se comparados à radiação líquida, o termo de armazenamento é da ordem de
grandeza desta última.
3.3 Determinação da altura da CLP sobre o continente e o oceano
A Camada Limite Planetária (CLP) é a região mais baixa da troposfera e mais próxima
à superfície, sendo diretamente influenciada pela presença da mesma. A CLP é caracterizada
pela turbulência, que surge em resposta às forçantes em superfície, como o atrito, o
4
Arredondamento para o valor citado em WGASF (2000) como sendo utilizado pelo algoritmo de fluxo do
COARE (Coupled Ocean-Atmosphere Response Experiment).
Capítulo 3. Metodologia
30
aquecimento solar e a evapotranspiração, por exemplo, a fim de estabelecer o equilíbrio. Para
atingir o equilíbrio dinâmico das propriedades na atmosfera, a turbulência gera mistura e
transporte de energia, massa e momento entre a superfície e a atmosfera adjacente o que faz
com que a essa camada se estenda de centenas de metros a poucos quilômetros numa escala
de tempo de até 1 hora.
A intensidade da turbulência determina a distribuição espacial das propriedades
dinâmicas e termodinâmicas na CLP bem como sua extensão vertical. Sobre regiões
continentais, a turbulência é mantida pelo cisalhamento do vento e, é intensificada pela
convecção térmica durante o dia claro e é contida pela camada de inversão da superfície
durante a noite. Sua extensão vertical varia de 300-1500 m durante o dia a 100-300 m no
período noturno. Sobre o oceano, os efeitos térmicos da turbulência têm menor importância e
sua extensão vertical tem menor amplitude se comparada à áreas continentais. (Garrat
et. al.
,
1996).
Durante o dia, a superfície é aquecida pelo Sol e seu contínuo aquecimento
diferenciado produz Energia Cinética Turbulenta (ECT), ou seja, turbulência cuja origem é
térmica. Nessas condições a CLP é dita instável ou conveciva e, nesse período podem ser
identificadas subcamadas da CLP que são as seguintes:
(a)
Camada Limite Superficial
(CLS) é a camada mais próxima da superfície e sua
espessura raramente excede poucas dezenas de metros (cerca de 10% da extensão total da
CLP). O contato direto dessa camada com a superfície faz com que a mesma experimente
intensas trocas de calor, umidade e momento, o que faz com que os gradientes verticais dessas
propriedades sejam bastante significativos, enquanto as variações verticais de seus fluxos
turbulentos são aproximadamente constantes.
(b)
Camada de Mistura
(CM) constitui-se na maior extensão vertical da CLP, muitas
vezes confundindo-se com a mesma. Essa região é caracterizada pela homogeneização
Capítulo 3. Metodologia
31
vertical produzida pela mistura turbulenta intensa. A mistura pode ser de origem térmica,
associada a convecção térmica, ou mecânica, associada ao cisalhamento vertical do vento.
(c)
Camada de Entranhamento
(CE) é a região de transição entre a CM e a atmosfera
livre. A CE ocupa uma pequena parte da estrutura vertical da CLP e é caracterizada por
intensos gradientes verticais das propriedades médias e por inversões térmicas bastante
intensas. Esta região é também denominada
Camada de Transição
(CT) ou
Camada de
Inversão Térmica
(CIT).
Durante a noite, a superfície sofre resfriamento radiativo de onda longa o que leva a
formação da inversão de superfície nas noites de céu claro e de baixa umidade do ar. Como a
temperatura da superfície diminui a temperatura na camada de ar acima dela decresce devido
ao enfraquecimento do processo turbulento de mistura. Esse processo resulta na diminuição
da profundidade da CLP (Arya, 1988). Nesse período, a turbulência é mantida basicamente
pela produção mecânica de ECT devido ao cisalhamento vertical do vento e ocorre destruição
térmica de ECT.
Sumarizando os conceitos acima descritos, a CLP sobre o continente tem variação
diurna dividida basicamente em dois períodos: convectivo e estável. Sobre o oceano, como
discutido, a produção térmica de ECT pode ser desprezada, tornando-se relevantes apenas os
efeitos mecânicos (do vento). A camada nessas regiões tende a ser neutra ou estável.
Sendo assim, sobre regiões continentais no período convectivo, a altura da CLP pode
ser obtida pela expressão (Oliveira
et.al
, 1998):
( )
( )
0
1
t
2
0
t
'w ' dt
14
h t
5
θ
θ
=
γ
∫
(3.3.a)
Capítulo 3. Metodologia
32
onde
(
)
0
'w '
θ é proporcional ao fluxo de calor sensível na superfície do solo,
dt
é o
intervalo de integração e
θ
γ
é a estabilidade da atmosfera livre.
Para condições estáveis sobre o continente (entre 18h e 6h) e para o oceano foram
utilizadas as expressões de Garratt (1982) e Venkatram (1980), respectivamente:
( )
h t
=
(
)
0,5
c *
1,5
*
u L / f para L 100 m
cu para L 100m
γ <
≥
(
3.3.b
)
onde
*
u
é a velocidade de atrito,
L
é o comprimento de Monin-Obukhov,
f
=
0,000058 s
-1
é o parâmetro de Coriolis para latitudes sub-tropicais, γ
c
=0,5 e
c
=2400 m
-1/2
s
3/2
é uma constante.
3.4 Transição da CLP numa região de canal
Embora existam diversas expressões para determinação da transição da CLP na
literatura (Arya, 1988; Stunder and Sethuraman, 1985; Gryning and Batchvarova, 1990 e
1996; Garratt, 1982, 1990; Savelyev and Taylor, 2005; Villani
et. al
, 2005), todas requerem
dados de sondagem vertical ou medição direta de fluxos de superfície em diversos pontos de
grade. Arya (1988) assinalou que observações indicam que o equilíbrio da CLP sobre regiões
de interface deve necessitar de cerca de dezenas a centenas de quilômetros para ser atingido.
Face a essa realidade concluiu-se que nenhuma das expressões levantadas na literatura
atende às necessidades deste trabalho. Inicialmente porque a região de estudo apresenta
interfaces complexas nas regiões centrais da grade, ou seja, interfaces do tipo continente-
oceano-continente. Outro aspecto contemplado por poucos modelos de transição pesquisados
é a irregularidade da linha de costa ou interface. Como o espaçamento horizontal da grade
utilizada é de aproximadamente 90 m, supõe-se que a alta resolução dos dados evidencie as
Capítulo 3. Metodologia
33
irregularidades presentes na linha de costa da região de estudo dificultando a escolha de uma
expressão adequada.
De acordo com o objetivo do trabalho foi proposto então que a transição da CLP entre
continente-oceano-continente fosse realizada utilizando o conceito de média móvel com
advecção da altura da CLP no sentido da componente do vento mais intensa para cada horário
simulado. Logo, conforme verificado na Figura 2.7, a componente zonal é a mais intensa
tanto para verão quanto para inverno na região do CSS. Como na natureza, em geral, não se
observam descontinuidades das propriedades físicas da atmosfera, foi adotada neste trabalho
uma janela espacial para o cálculo da média móvel de 5 pontos. Isso quer dizer que, nas
regiões de interface ou descontinuidade, os efeitos do oceano sobre o continente e vice-versa
podem ser sentido até cerca de 450 m de distância.
Para o cálculo da média móvel para uma linha de latitude fixa e num dado horário do
dia, assumiu-se que as superfícies do oceano e continente possuem tipos de ocupação de solo
homogêneos. Sendo assim, para os pontos de grade cuja altitude fosse maior que zero, a altura
da CLP foi ajustada como a altura da CLP sobre a porção continental. Procedimento análogo
foi feito para as regiões cuja altitude dos pontos de grade é igual a zero, ou seja, regiões
oceânicas, embora nesse caso a altura da CLP tenha sido igualada a altura da CLP sobre o
oceano. Tal ajuste foi realizado para todos os pontos da grade centrada no CEBIMar (Figura
2.2).
Capítulo 4 Resultados
Neste capítulo são apresentados os resultados obtidos segundo metodologia proposta
no Capítulo 3. Os resultados estão divididos em 3 partes e são apresentados para as condições
de verão (DJF) e inverno (JJA):
4.1: Porção continental: estimativa do balanço de energia e altura da CLP;
4.2 Porção oceânica: estimativa do balanço de energia e altura da CLP;
4.3 Transição da altura da CLP sobre a região de estudo.
4.1 Resultados para a porção continental
Nas simulações para a porção continental foram utilizados os dados médios de vento,
temperatura, umidade específica e pressão atmosférica mais um conjunto de parâmetros do
solo e constantes (Tabelas 4.1 e 4.2) para obter as estimativas dos fluxos turbulentos e balanço
de radiação sobre o continente.
Tabela 4.1 Constantes utilizadas no modelo ISBA
Constante Descrição Valor Unidade
ρ
ar
Densidade do ar 1,15
kg m-3
C
p
Calor específico à pressão constante do ar 1004,67 J K
-1
kg
-1
L
c
Calor latente de condensação da água 2,45x106
J kg
-1
R
v
Constante de gás para o vapor de água 461,5
J K
-1
kg
-1
g
Aceleração da gravidade 9,81
m s
-2
I
0
Constante solar 1370
W m
-2
σ
Constante de Stefan-Boltzman 5,67x10
-8
W m
-2
K
-4
R
d
Constante dos gases para o ar seco 287
J K
-1
kg
-1
ρ
água
Densidade da água 1000
kg m
-3
Ks Difusividade térmica do solo 3,3x10
-7
m
2
s
-1
κ
Constante de von Karman 0,4
-
λ
p
Longitude padrão 45
°
π
Pi 3,14159
-
Capítulo 4. Resultados
35
Tabela 4.2 Parâmetros de solo, vegetação e atmosfera utilizados na estimativa de fluxos sobre o continente
Item Descrição Verão Inverno Unidade
DJ Dia Juliano inicial 14 196 dias
z
0
Parâmetro de rugosidade do solo nu
0,005
(Ács, 1994)
0,005
(Ács, 1994)
m
T
0
Temperatura de referência 298,65 294,13 K
q
0
Umidade específica de referência 17,5498 13,385 g kg
-1
z
0v
Parâmetro de rugosidade da vegetação
0,12
(Sutton, 1953)
0,07
(Sutton, 1953)
m
d
v
Altura do dossel 0,2 0,2 m
σ
f
Índice de vegetação 0,35 0,3 -
α
f
Albedo da vegetação
0,21
(Sellers, 1965)
0,25
(Sellers, 1965)
-
ε
f
Emissividade da vegetação
0,96
(Brutsaert, 1991)
0,97
(Ács,1994)
-
T
f
Temperatura da folha 298,647 294,13 K
q
f
Umidade específica da folha 17,5498 13,385 g kg
-1
q
af
Umidade específica do ar no dossel 17,5498 13,385 g kg
-1
ε
g
Emissividade da superfície do solo 0,95 0,95 -
T
g
Temperatura da primeira camada do solo 298,647 294,13 K
q
g
Umidade específica do ar sobre o solo 17,5498 13,385 g kg
-1
w
g
Umidade do solo na 1ª camada (ciclo
diário)
0,2 0,2 %
T
2
Temperatura da segunda camada do solo 298,647 294,13 K
w
2
Umidade do solo na 2ª camada (ciclo
anual)
0,25 0,25 %
w
dew
Conteúdo de água líquida retida na
superfície das folhas.
0 0 %
w
k
Conteúdo de umidade do solo a partir do
qual o solo se comporta como fosse
saturado
0,3
(Deardorff, 1978)
0,3
(Deardorff, 1978)
m
w
wilt
Umidade do solo do ponto de murcha da
vegetação
0,1 0,1 m
OC↓
h
Amplitude do ciclo diurno de radiação
global na superfície
800 1100 W m
-2
P
atm
Pressão atmosférica 100,68 101,489 mb
h
0
Altura inicial da CLP 100 100 m
γθ
Estabilidade na atmosfera livre 0,01 0,01 K m
-1
γ
c
Estabilidade 0,5 0,5 -
As simulações aqui apresentadas foram feitas para um período de 30 horas de dados,
onde as 6 primeiras horas foram desconsideradas na consolidação dos resultados obtidos
devido à estabilização do modelo. Não foi considerada a presença de nuvens ou de
precipitação.
Capítulo 4. Resultados
36
A Figura 4.1 apresenta os balanços de radiação no topo do dossel para as condições de
verão e inverno, respectivamente. A convenção de sinais para os fluxos ao longo do trabalho é
a mesma adotada por Stull (1988), onde o fluxo é positivo quando orientado no sentido
positivo da coordenada vertical.
0 2 4 6 8 10 12 14 16 18 20 22 24
-1200
-1000
-800
-600
-400
-200
0
200
400
600
FLUXO (W m
-2
)
HORA LOCAL
OC
DOWN
OC
UP
OL
DOWN
OL
UP
R
N
(a)
0 2 4 6 8 10 12 14 16 18 20 22 24
-1200
-1000
-800
-600
-400
-200
0
200
400
600
FLUXO (W m
-2
)
HORA LOCAL
OC
DOWN
OC
UP
OL
DOWN
OL
UP
R
N
(b)
Figura 4.1 Balanço de radiação para (a) verão e (b) inverno no topo do dossel para porção continental do CSS. As
componentes do balanço de radiação são: OC
DOWN
– fluxo de onda curta incidente no topo do dossel, OC
UP
- fluxo de
onda curta refletida pela superfície, OL
DOWN
– fluxo de onda longa emitida pela atmosfera para a superfície, OL
UP
–
fluxo de onda longa emitida pelo topo do dossel para a atmosfera e R
N
- radiação líquida.
De modo geral, observa-se na Figura 4.1, que no inverno os fluxos de radiação são
menos intensos que no verão com destaque para as componentes de radiação de onda curta
que chegam a ser 50% menores para a componente incidente no inverno. Durante a noite,
principalmente devido à perda radiativa, o balanço de radiação é positivo para ambas as
estações do ano, isso porque com o pôr do Sol, o fluxo incidente é apenas atmosférico,
OL
DOWN
, e, a superfície, por sua vez, perde o calor acumulado durante o dia sob forma de
emissão de onda longa, OL
UP
, que supera o fluxo incidente atmosférico.
Em relação aos balanços de energia (Figura 4.2), verifica-se que o valor máximo do
fluxo de calor latente, 420 Wm
-2
, ocorre às 12HL no verão e às 1230HL no inverno quando
atinge 250 Wm
-2
.
Capítulo 4. Resultados
37
O fluxo de calor sensível também alcança maiores valores no verão (240 Wm
-2
) do
que no inverno (130 Wm
-2
), conforme Figura 4.2. Vale notar que como o aquecimento da
superfície se inicia mais cedo no verão, o fluxo de calor sensível passa a ser positivo por volta
das 7HL nessa estação do ano (Figura 4.2a), e que no inverno só se torna positivo após as
830HL (Figura 4.2b). O resfriamento da superfície começa a ocorrer mais cedo no inverno,
por volta das 17HL, enquanto que no verão, a mesma situação pode ser verificada cerca de
uma hora e meia depois. A diferença nas amplitudes dos fluxos de calor sensível e latente em
ambas as estações se explica devido a alguns fatores: (i) os gradientes verticais de temperatura
e umidade específica do ar são menos intensos no inverno, assim como o número de frentes
frias que penetram na região é maior contribuindo para a queda da temperatura média local
nessa estação do ano; (ii) devido ao fato da região ser costeira, mais especificamente uma
região de canal, a disponibilidade de água na atmosfera local é maior que em regiões urbanas,
assim, os fluxos de calor latente são naturalmente mais intensos que os fluxos de calor
sensível ao longo do dia.
0 2 4 6 8 10 12 14 16 18 20 22 24
-800
-700
-600
-500
-400
-300
-200
-100
0
100
200
300
400
500
FLUXO (W m
-2
)
HORA LOCAL
H LE G R
N
(a)
0 2 4 6 8 10 12 14 16 18 20 22 24
-800
-700
-600
-500
-400
-300
-200
-100
0
100
200
300
400
500
FLUXO (W m
-2
)
HORA LOCAL
H
LE
G
R
N
(b)
Figura 4.2 Balanço de energia para (a) verão e (b) inverno no topo do dossel para a porção continental da região do
CSS. As componentes do balanço de energia são: H – fluxo de calor sensível, LE – fluxo de calor latente, R
N
–
radiação líquida e G – fluxo de calor no solo.
A Figura 4.3 apresenta a evolução temporal da altura da CLP sobre a porção
continental do CSS para as condições de verão e inverno.
Capítulo 4. Resultados
38
0 2 4 6 8 10 12 14 16 18 20 22 24
0
200
400
600
800
1000
1200
h (m)
HORA LOCAL
(a)
0 2 4 6 8 10 12 14 16 18 20 22 24
0
200
400
600
800
1000
1200
h (m)
HORA LOCAL
(b)
Figura 4.3 Evolução temporal da altura da CLP para (a) verão e (b) inverno sobre a porção continental da grade para a
região do CSS.
Nas primeiras horas do dia, a CLP alcança as menores altitudes devido à baixa
intensidade da turbulência nesse período, começando a intensificar-se por volta das 7HL no
verão, e às 830HL no inverno (Figura 4.3). Como já observado anteriormente, os fluxos de
calor sensível também começam a se tornar positivos por volta desses horários quando as
trocas turbulentas tendem a se intensificar devido ao aquecimento diferencial entre a
superfície e a atmosfera, gerando produção térmica de ECT (Energia Cinética Turbulenta).
No verão, a variação da altura da camada sobre o continente ao longo do dia é maior
que no inverno, diferença que pode ser explicada principalmente devido ao fato da atmosfera
experimentar contrastes verticais mais intensos nessa estação.
A máxima altura da CLP no verão é de 1200 m que ocorre por volta das 1730HL,
enquanto no inverno, é de 720 m atingida às 1630HL mantendo-se até as 18HL quando ocorre
o colapso da camada devido ao desacoplamento da CLP com a atmosfera livre. A partir
desses horários, a CLP torna-se mais estável e a turbulência começa a se dissipar devido,
principalmente, a perda radiativa, aumentando a destruição térmica de ECT.
Capítulo 4. Resultados
39
4.2 Resultados para a porção oceânica
Utilizou-se os dados médios de vento, temperatura e umidade específica do ar e,
temperatura do oceano para obter estimativas dos fluxos turbulentos e balanço de energia
sobre o oceano. Os resultados obtidos são apresentados a seguir para verão e inverno. As
simulações aqui apresentadas foram feitas para um período de 30 horas de dados, onde as 6
primeiras horas foram desconsideradas na consolidação dos resultados obtidos devido à
estabilização do modelo. O balanço de energia sobre o oceano pode ser visto na Figura 4.4
onde, conforme esperado, as componentes do balanço de onda curta são maiores durante o
verão do que durante o inverno, resultando em uma radiação líquida maior no verão.
0 2 4 6 8 10 12 14 16 18 20 22 24
-1200
-1000
-800
-600
-400
-200
0
200
400
600
FLUXO (W m
-2
)
HORA LOCAL
OC
DOWN
OC
UP
OL
DOWN
OL
UP
R
N
(a)
0 2 4 6 8 10 12 14 16 18 20 22 24
-1200
-1000
-800
-600
-400
-200
0
200
400
600
FLUXO (W m
-2
)
HORA LOCAL
OC
DOWN
OC
UP
OL
DOWN
OL
UP
R
N
(b)
Figura 4.4 Balanço de radiação para (a) verão e (b) inverno sobre o oceano para a região do CSS. As componentes do
balanço de radiação são: OC
DOWN
– fluxo de onda curta incidente na superfície do oceano, OC
UP
- fluxo de onda curta
refletida pela superfície do oceano, OL
DOWN
– fluxo de onda longa emitida pela atmosfera para a superfície, OL
UP
–
fluxo de onda longa emitida pela superfície do oceano para a atmosfera e R
N
- radiação líquida.
Os gradientes verticais de temperatura sobre o oceano são mais intensos ao longo do
dia no verão que no inverno. Nota-se ainda que, no verão, o ar sobre o oceano permanece
mais quente que a água durante um período de tempo maior que no inverno (Figura 4.5).
Capítulo 4. Resultados
40
0 2 4 6 8 10 12 14 16 18 20 22 24
20
21
22
23
24
25
26
27
T
ar
T
água
T (°C)
HORA LOCAL
(a)
0 2 4 6 8 10 12 14 16 18 20 22 24
20
21
22
23
24
25
26
27
T
ar
T
água
T (°C)
HORA LOCAL
(b)
Figura 4.5 Evolução diária da temperatura média do ar sobre o oceano e da água para (a) verão e (b) inverno.
Examinando a Figura 4.6 verifica-se que entre 14HL e 16HL, verifica-se que os
gradientes verticais de umidade chegam a ser 30% maiores no verão em relação aos dados de
inverno.
0 2 4 6 8 10 12 14 16 18 20 22 24
13
14
15
16
17
18
19
20
21
22
q
ar
q
água
q (g Kg
-1
)
HORA LOCAL
(a)
0 2 4 6 8 10 12 14 16 18 20 22 24
13
14
15
16
17
18
19
20
21
22
q
ar
q
água
q (g Kg
-1
)
HORA LOCAL
(b)
Figura 4.6 Evolução diária da umidade específica média do ar sobre o oceano e de saturação para (a) verão e (b)
inverno.
No verão, os maiores gradientes verticais de temperatura e umidade geram fluxos
turbulentos mais intensos durante essa estação, conforme pode ser visto no balanço de energia
(Figura 4.7). Observa-se que o fluxo de calor sensível apresenta valores próximos de zero ao
longo do dia devido ao fato da estratificação térmica sobre o oceano tender à estabilidade.
Capítulo 4. Resultados
41
Com relação ao fluxo de calor latente, este segue um ciclo muito bem definido e sempre
positivo devido ao fato de a umidade do ar ser sempre inferior à umidade de saturação. Dessa
forma, o valor máximo do fluxo de calor latente é de cerca de 70 W m
-2
no verão e 50 W m
-2
no inverno. Ainda na Figura 4.7, observa-se que no verão, o termo de armazenamento é maior
que no inverno dado que os fluxos que o compõem também são maiores. Em geral, o termo de
armazenamento no oceano tem a ordem de grandeza da radiação líquida como pode ser
observado abaixo.
0 2 4 6 8 10 12 14 16 18 20 22 24
-1000
-800
-600
-400
-200
0
200
FLUXO (W m
-2
)
HORA LOCAL
H LE Q R
N
(a)
0 2 4 6 8 10 12 14 16 18 20 22 24
-1000
-800
-600
-400
-200
0
200
FLUXO (W m
-2
)
HORA LOCAL
H LE Q R
N
(b)
Figura 4.7 Balanço de energia para (a) verão e (b) inverno sobre o oceano para a região do CSS. As componentes do
balanço de energia são: H – fluxo de calor sensível, LE – fluxo de calor latente, R
N
– radiação líquida e G – fluxo de
calor no solo.
A Figura 4.8 apresenta a evolução temporal da altura da CLP sobre a porção oceânica
do CSS para as condições de verão e inverno. Há pouca variação de amplitude desta camada
ao longo do dia nas duas estações se comparada à região continental, isso porque, a CLP
sobre o oceano tende a estabilidade ou neutralidade. Nesse sentido, comparando as situações
de evolução da CLP sobre o oceano nas duas estações, as variações no verão são maiores que
no inverno devido ao fato de os gradientes de temperatura e umidade serem mais intensos
nessa estação (Figura 4.5 e 4.6).
Capítulo 4. Resultados
42
0 2 4 6 8 10 12 14 16 18 20 22 24
0
10
20
30
40
50
60
70
80
90
h (m)
HORA LOCAL
(a)
0 2 4 6 8 10 12 14 16 18 20 22 24
0
10
20
30
40
50
60
70
80
90
h (m)
HORA LOCAL
(b)
Figura 4.8 Evolução temporal da altura da CLP para (a) verão e (b) inverno sobre a porção oceânica da grade para a
região do CSS.
Conforme pode ser observado na Figura 4.8, a altura da CLP sobre o oceano nas
primeiras horas do dia, entre 0 e 10HL, é maior no inverno que no verão porque ambos, o
vento (Figura 2.6a) e o gradiente vertical de temperatura sobre o oceano (Figura 4.5), nesse
período do dia são mais intensos no inverno. Após às 10HL a CLP desenvolve-se de maneira
semelhante, embora atinja altura máxima no verão maior que no inverno.
O ar acima do continente tende a ser instável durante o dia quando a turbulência é
gerada principalmente devido à produção térmica de ECT pelo aquecimento diferencial da
superfície e ar adjacente; e estável durante a noite, quando o ocorre resfriamento da superfície
e a turbulência é basicamente de origem mecânica. Sendo assim, os contrastes que afetam o ar
acima do oceano não são tão intensos devido à sua grande capacidade térmica. Desta forma,
não se identifica o desacoplamento da CLP sobre o oceano com a atmosfera livre como ocorre
sobre o continente (Figura 4.3).
A exemplo do que foi constatado com a simulação da evolução temporal da altura da
CLP sobre o continente (Figura 4.3),a variação da altura da camada sobre o oceano ao longo
do dia é maior no verão.
Capítulo 4. Resultados
43
4.3 Transição da altura da CLP entre o continente e o oceano
Assumindo que as superfícies do oceano e do continente são homogêneas, as alturas
da CLP obtidas nas simulações ambas as superfícies foram ajustadas à grade de 133 x 133
pontos – centrada no CEBIMar – utilizando média móvel com janela espacial de 5 pontos ou
450 m.
Os resultados apresentados a seguir foram tomados em 5 horários do dia (06, 09, 12,
15 e 18HL) para as condições de verão e inverno para duas linhas de latitude (vide Figura
2.2). A linha A representa a topografia ao longo da latitude fixa no CEBIMar (23º49’S) e a
segunda representa uma linha de latitude mais ao sul (23°51’S), onde as proporções de
continente e oceano são aproximadamente iguais.
A Figura 4.9 apresenta a evolução espacial da CLP para as condições de verão e
inverno ao longo da linha A. A curva com área preenchida em preto representa a topografia
local.
-4
5
,
4
7
-
4
5
,
45
-45,
4
3
-4
5
,
4
1
-45,39
-45,
3
7
0
200
400
600
800
1000
1200
h (m)
LONGITUDE (º)
06HL 09HL 12HL
15HL 18HL Topografia
(a)
CEBIMar
-4
5
,
4
7
-4
5
,
45
-45,43
-4
5
,
4
1
-4
5
,
39
-45,37
0
20
40
60
80
100
(b)
h (m)
LONGITUDE (º)
06HL 09HL 12HL
15HL 18HL Topografia
CEBIMar
Capítulo 4. Resultados
44
-4
5
,
47
-4
5
,
4
5
-4
5
,
4
3
-45,
4
1
-45,
3
9
-
4
5
,
37
0
200
400
600
800
1000
1200
h (m)
LONGITUDE (º)
06HL 09HL 12HL
15HL 18HL Topografia
(c)
CEBIMar
-45,
4
7
-45,
4
5
-4
5
,
4
3
-
4
5
,
41
-45,39
-45,
3
7
0
20
40
60
80
(d)
h (m)
LONGITUDE (º)
06HL 09HL 12HL
15HL 18HL Topografia
CEBIMar
Figura 4.9 Evolução espacial da altura da CLP ao longo da linha A para (a) verão, (b) verão com escala vertical
detalhada, (c) inverno e (d) inverno com escala vertical detalhada.
A CLP acompanha a topografia - destacada em preto na figura - para todas as
longitudes percorridas ao longo da linha A em ambas as estações (Figura 4.9). Nas Figura
4.9b e d podem ser observadas a evolução da altura da CLP em detalhe onde a camada cresce
no período da manhã atingindo as maiores altitudes às 15HL, em seguida, entra em colapso às
18HL quando a turbulência térmica se desintensifica. Vale destacar que no inverno (Figura
4.9d), a altura da CLP às 06HL é maior que às 09HL devido à diminuição do gradiente
vertical de temperatura entre esses horários observado na Figura 4.5b; lembrando que nesse
caso, a altura da CLP é proporcional à essa grandeza. Outra observação relevante é que a
altura da CLP apresenta maiores variações no verão concordando com as análises isoladas
realizadas comparando-se as alturas da CLP sobre o continente (Figura 4.3) e sobre o oceano
(Figura 4.8) nas duas estações.
A Figura 4.10 traz a evolução espacial da CLP para as condições de verão e inverno ao
longo da linha B. A curva com área preenchida em preto representa a topografia local.
Capítulo 4. Resultados
45
-45,4
7
-
45,4
5
-
4
5
,
43
-
4
5
,
41
-45,39
-
45,3
7
0
200
400
600
800
1000
1200
(a)
h (m)
LONGITUDE (º)
06HL
09HL
12HL
15HL 18HL Topografia
Ponto B
-45,47
-
4
5,45
-
4
5,43
-
4
5,41
-4
5,39
-45
,
3
7
0
20
40
60
80
100
(b)
h (m)
LONGITUDE (º)
06HL 09HL 12HL
15HL 18HL
Topografia
Ponto B
-45,47
-
4
5
,4
5
-45,43
-
4
5,
4
1
-45,39
-
4
5
,3
7
0
200
400
600
800
1000
1200
(c)
h (m)
LONGITUDE (º)
06HL
09HL
12HL
15HL 18HL Topografia
Ponto B
-45,47
-
4
5,45
-
4
5,43
-
4
5,41
-4
5,39
-45
,
3
7
0
20
40
60
80
100
(d)
h (m)
LONGITUDE (º)
06HL 09HL 12HL
15HL 18HL
Topografia
Ponto B
Figura 4.10 Evolução espacial da altura da CLP ao longo da linha B para (a) verão, (b) verão com escala vertical
detalhada, (c) inverno e (d) inverno com escala vertical detalhada.
Como ao longo da linha B a topografia é mais acentuada que ao longo da linha A, a
altura da CLP intercepta a topografia em todos os horários estudados no inverno, exceto às
15HL como mostra a Figura 4.10c. No verão, verifica-se o mesmo, no entanto como a CLP
desenvolve-se bastante atingindo seu máximo no meio da tarde, sua altura nos horários das
12HL e 15HL não intercepta a topografia (Figura 4.10a).
Examinando as Figuras 4.9 e 4.10, observa-se que tanto no verão quanto no inverno,
as alturas da CLP ao longo das linhas A e B, apresentam valores intermediários entre a altura
sobre o continente e sobre o oceano para aquele horário (Figuras 4.3 e 4.8).
Capítulo 5 Conclusões
Neste trabalho foi apresentada uma metodologia para investigar a evolução espacial da
CLP na região do CSS. Tal metodologia consiste em utilizar média móvel de 5 pontos (ou 450
m) com advecção da altura da CLP no sentido da componente do vento mais intensa para
simular a transição e evolução espacial desta camada.
A fim de caracterizar a região de estudo foram levantadas a topografia e a ocupação do
solo. Verificou-se que a região apresenta relevo bastante acidentado e, de acordo com os
dados do IGBP, a ocupação do solo é heterogênea e os tipos predominantes de solo são: áreas
de preservação ou agrícolas e floresta tropical. No levantamento dos parâmetros utilizados na
rotina de estimativa dos fluxos turbulentos sobre o continente foi considerado que o solo era
formado por áreas de preservação.
Para realizar este trabalho foram utilizados dados obtidos de uma estação
meteorológica instalada no CEBIMar e de um fundeio ancorado próximo à região durante as
campanhas de medidas do projeto TRADICASS. Os dados foram tratados e obtidas médias
horárias que após processadas indicaram o perfil médio dos parâmetros atmosféricos e
oceanográficos para condições de verão e inverno.
A análise dos dados apontou, como esperado, que a temperatura e umidade específica
do ar no CSS são, em média, mais intensas no verão que no inverno. A intensidade do vento
no verão é menor que no inverno, no entanto, a direção média do vento é bastante semelhante
em ambas as estações. Isso pode acontecer em decorrência do efeito de canalização do vento
comum em regiões como o CSS. Outro aspecto interessante em relação aos dados analisados é
a entrada da brisa marítima que ocorre por volta entre as 14HL e 16HL quando a umidade
específica atinge seu máximo valor, a direção do vento muda de meridional para zonal, com a
Capítulo 5. Conclusões
47
componente meridional atingindo valores próximos de zero. Em média, a componente zonal
do vento apresenta maior variação - cerca de 5,5 m s
-1
, em módulo- e é mais intensa o período
diurno enquanto a componente meridional varia entre 0 e 1,5 m s
-1
. A pressão atmosférica
média na região do CEBIMar é maior no inverno devido às baixas temperaturas dessa estação
e à penetração de um número maior de frentes frias. A temperatura média do oceano não
apresenta grandes variações ao longo do dia devido à inércia térmica do oceano cuja
capacidade calorífica é maior que no continente.
Os dados meteorológicos e oceanográficos médios e mais um conjunto de parâmetros
do solo e constantes físicas foram utilizados para estimar a evolução temporal do balanço de
energia sobre a porção continental e oceânica da região de estudo através de algoritmos já
utilizados e validados na literatura (Targino e Soares, 2002; Oliveira, 2003; Soares
et. al.
,
2004; Bacellar
et. al.
,2004). Em seguida, a altura da CLP foi obtida sobre as duas superfícies
isoladamente. Os resultados obtidos mostram que a evolução da altura da CLP sobre o
continente, associada aos resultados do balanço de energia são consistentes com a literatura
(Oliveira
et. al.
, 1998; Targino e Soares, 2002).
Finalmente, as alturas da CLP obtidas isoladamente foram ajustadas à grade utilizada
de acordo com a ocupação do solo: continente e oceano. A evolução espacial da altura da CLP
foi obtida através de média móvel de 5 pontos (ou 450 m) com advecção no sentido do vento
predominante na região - componente zonal. Em ambas as estações em que foi simulada a
evolução espacial da altura da CLP obteve-se que as alturas ao longo das longitudes
percorridas estavam compreendidas entre os valores máximo e mínimo da CLP para aquele
horário, na determinada longitude investigada. Na latitude fixa do CEBIMar, denominada
linha A, a CLP contorna a topografia tanto no inverno como no verão. Outro fato observado
foi que, para o inverno a altura da CLP intercepta a topografia para todos os horários
Capítulo 5. Conclusões
48
simulados, exceto às 15HL, quando a turbulência parece ser intensa o bastante para
intensificar a altura da CLP.
Em resumo, os resultados apresentados neste trabalho sugerem que a transição da CLP
numa região de interface continente-oceano-continente possa ser tratada utilizando média
móvel com advecção da altura no sentido da componente do vento de intensidade
predominante, uma vez que, os demais métodos apresentados na literatura não tratam regiões
de canal onde a distância entre as interfaces seja da ordem de poucos quilômetros.
A partir de medidas micrometeorológicas
in situ
e, em diversos pontos da grade
utilizada, a evolução espacial e temporal da CLP na região poderá ser determinada
adequadamente e, assim, será possível validar a metodologia proposta neste trabalho. Uma
maneira alternativa de validar a proposta é através da reprodução das características do CSS e
simulação das condições meteorológicas médias em um túnel de vento.
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