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ESTUDO DA CAMADA LIMITE NOTURNA NA PASTAGEM,
DURANTE A TRANSIÇÃO ENTRE AS ESTAÇÕES SECA E
CHUVOSA EM RONDÔNIA
Theomar Trindade de Araújo Tiburtino Neves
Dissertação de Mestrado do Curso de Pós-Graduação em Meteorologia,
orientada pelo Dr. Gilberto Fisch, aprovada em dd de mês por extenso de 2010.
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São José dos Campos
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ESTUDO DA CAMADA LIMITE NOTURNA NA PASTAGEM,
DURANTE A TRANSIÇÃO ENTRE AS ESTAÇÕES SECA E
CHUVOSA EM RONDÔNIA
Theomar Trindade de Araújo Tiburtino Neves
Dissertação de Mestrado do Curso de Pós-Graduação em Meteorologia,
orientada pelo Dr. Gilberto Fisch, aprovada em dd de mês por extenso de 2010.
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Estudo da camada limite noturna na pastagem, durante
a transição entre as estações seca e chuvosa em Rondô-
nia / Theomar Trindade de Araújo Tiburtino Neves. – São José
dos Campos : INPE, 2010.
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ii
ATENÇÃO! A FOLHA DE
APROVAÇÃO SERÁ INCLUIDA
POSTERIORMENTE.
Mestrado ou Doutorado em Nome
do Curso
iii
“Felicidade é ter algo o que fazer, ter algo que amar e algo que
esperar”.
ARISTÓTELES
v
vii
AGRADECIMENTOS
Agradeço primeiramente a Deus, que me possibilitou oportunidades que nem eu
mesmo imaginaria poder alcançar.
A todos que estiveram presente na produção desta dissertação, desde aqueles
que me auxiliaram com instruções significativas e com muito incentivo de cresci-
mento pessoal e profissional como meu orientador, Prof. Dr, Gilberto Fisch, e
profs. da meteorologia do INPE, que dedicaram seus tempos a me fornecer con-
hecimentos valiosos, como aos colegas, Regla Duthit, Mari Andrea, Leonardo
Diogo, Eduardo dos Santos, Jonas Takeo, Marília Shimizu, Glauber Mariano,
Claudio Moises, entre vários outros, que estiveram presente no meu dia a dia
tornando meus dias distante de casa mais agradáveis.
Agradeço também àqueles que não estiveram presente fisicamente, mas que
me motivaram a ter força e garra de continuar e terminar meu mestrado, aqueles
como Hortogami (meu pai), Girliane (minha mãe), Tácito, Nívea, minhas avós
Edilsa e Ridete, tios, primos, todos da minha família, pois foram meu princi-
pal apoio e todos aqueles que mesmo sem obrigação me aturaram de maneira
muito boa Carolina, Lilian, Monica Queiroz, entre outros que sempre guardarei
no coração.
Por fim, uma pessoa que sempre esteve em meus pensamentos, por ter sido um
marco em minha vida de integridade e dedicação, meu avô Deda.
ix
RESUMO
Este trabalho teve por objetivo estudar a estrutura e a dinâmica da Camada
Limite Noturna (CLN) na Amazônia, sobre uma área desmatada (10
◦
45’S e
62
◦
22’W) utilizada como pastagem, e os principais mecanismos que controlam
seu desenvolvimento, visando determinar as características da CLN durante
o período de transição (estação seco para o chuvoso) no experimento
RaCCI/LBA 2002 realizado na Fazenda Nossa Senhora Aparecida - RO. O
estudo foi desenvolvido com a utilização de radiossonda, balão cativo, estação
meteorológica automática e SODAR (SOnic Detection And Ranging) que
resultaram nas seguintes análises: uma observacional, que descreve a estrutura
e a evolução da CLN; um estudo de caso, observando anomalias na formação da
CLN; análise da dinâmica matinal (erosão); caracterização do regime turbulento;
e observação das ocorrências de Jatos Noturnos de baixos níveis (JN). As
analises dos resultados apontaram que a estrutura da CLN foi bem semelhante
a caracterizada durante a estação seca, apresentando taxa de crescimento de
14,2 m h
−1
, apesar da ocorrência de fenômenos atmosféricos de escala local
e de meso-escala (cuja atuação é mais intensa na região durante a época
úmida). Tais fenômenos levaram a desenvolver anomalia na estrutura da CLN,
formando uma camada de mistura (CM) gerada por forte downdraft. Também
foi mostrado que o início da CLC ocorre em aproximadamente 1 hora após o
nascer do Sol e a erosão da CLN, apresentando fluxo de energia médio de 79,2
m k (30% do aquecimento total da CLN), é muito afetada pela orografia local. O
regime encontrado durante a época de transição foi, em grande parte, de pouca
estabilidade, mas por não estarem fortemente estabelecidos contribuiu para uma
maior formação de JN (32 casos), geralmente acontecendo entre 400 e 500 m
com direção predominante de norte, na região.
xi
NOCTURNAL BOUNDARY LAYER STUDY OVER PASTURE, DURING DRY
TO WET TRANSITION IN RONDÔNIA
ABSTRACT
The goal of this work is studying the dynamics and structure of the Nocturnal
Boundary Layer (NBL) in Amazonia, over a deforested areas (10
◦
45’S e 62
◦
22’W)
used for pasture, and the mainly development controlling mechanisms, order to
determine the character istics of NBL during the transition period (dry to wet sea-
son) in the RaCCI/LBA 2002 experiment performed at Nossa Senhora Aparecida
Farm - RO. This study was carried out with the using of radiosondes, tethered bal-
lon, automatic weather station and SODAR (SOnic Detection And Ranging) that
resulted in the folowing analysis: an observational one, which describes the struc-
ture and evolution of NBL; a case study, observing NBL form anomalies; analysis
of morning dynamic (erosion); turbulent regime characterization; and observation
of the Nocturnal Low-Level Jet (LLJ). The result analysis pointed out that the NBL
structure was much like that outlined during the dry season, presenting growth
tax of 14,2 m h
−1
, due to interaction occurring between local-scale atmospheric
phenomena and the meso one (which acting is more strength during the wet pe-
riod). Such phenomena led to develop anomalies in the NBL structure, forming
a Mixing Layer (ML) generated by strong downdraft. Has been also showed that
the begin of the NBL, showing average energy flux of 79,2 m k (30% NBL to-
tal heating), is very afected for the local orography. The regime found during the
transition preriod was, in general, of less stability, but they were not established
strongly contributed to the increased LLJ for mation (32 cases), usually occurring
between 400 and 500 m with northward direction, in region.
xiii
LISTA DE FIGURAS
Pág.
2.1 Ciclo diário da estrutura da camada limite atmosférica, durante verão
sobre continente. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 6
2.2 Representação esquemática de flutuações e características da Ca-
mada de Mistura, perfis verticais associados à densidade do fluxo de
calor (Q
H
) e temperatura potencial (θ) dentro de uma camada de mis-
tura de profundidade h*. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 8
2.3 Perfil vertical de componente de vento e temperatura médio e o perfil
de R
i
calculado na CLN sob condição de moderada estabilidade. . . . 11
2.4 Perfis de vento e temperatura potencial observados sobre condições
muito estáveis (turbulência esporádica) de noite durante o Experi-
mento Wangara. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 13
3.1 Mapa do estado de Rondônia e imagem de satélite da Fazenda Nossa
Senhora Aparecida. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 22
3.2 Descrição climatológica (1982-1992) da região de Ji-Paraná (RO):
precipitação (a) e temperatura do ar (b). . . . . . . . . . . . . . . . . . 23
3.3 Precipitação total mensal e anomalia para setembro (respectivamente
"a"e "c") e outubro (respectivamente "b"e "d") de 2002. . . . . . . . . 24
3.4 Lançamento de Radiossonda, instrumento de SODAR e Balão Cativo
na pastagem. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 25
3.5 Dados disponíveis pelo experimento LBA/Racci 2002. . . . . . . . . . 26
3.6 Esquema dos perfis de temperatura potencial nos horários de 07 e 08
HL. A área hachuriada representa o aquecimento da camada. . . . . 29
4.1 Ciclos diários médios da temperatura potencial na superfície (θs), umi-
dade específica (q), velocidade do vento (V), saldo de radiação (Rn)
e precipitação total obtidos com a EMA, no período de 20 a 30 de
outubro de 2002. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 35
4.2 Taxa média diária de aquecimento/resfriamento de superfície (a)
e média diária da velocidade do vento (b) durante o experimento
RACCI/LBA 2002. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 37
xv
4.3 Comparação das Alturas da CLN obtidas no período de transição do
experimento RaCCI/LBA (RaCCI(BC)), com os experimentos estuda-
dos por Santos (2005a): RBLE3 (Santos (seca)) e WetAMC-LBA (San-
tos (úmida)) e por Fisch (1995): RBLE2 (Fisch (RBLE2)) e RBLE3
(Fisch (RBLE3)). . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 38
4.4 Balão cativo com dois instrumentos acoplados. . . . . . . . . . . . . . 39
4.5 Perfis dos instrumentos acoplados ao balão cativo: temperatura po-
tencial (θ), umidade específica (q), velocidade (V) e direção (D) do
vento. O 1
o
instrumento (superior) é determinado pela linha azul e o
2
◦
instrumento (inferior) pela vermelha. . . . . . . . . . . . . . . . . . 41
4.6 Continuação da Figura 4.5 . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 42
4.7 Continuação da Figura 4.5 . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 43
4.8 Continuação da Figura 4.5 . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 44
4.9 Média horária das alturas da CLN (losango azul) e da CR (quadrado
vermelho) obtidas com o SODAR no período de transição, experi-
mento RaCCI/LBA. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 47
4.10 Perfis de BC, RS e SODAR da velocidade e direção do vento nos dias
22, 23, 26 e 27/10 na fazenda Nossa Senhora Aparecida. . . . . . . . 51
4.11 Ciclos diários médios da temperatura do ar (T), umidade específica
(q), velocidade do vento (V), saldo de radiação (Rn) e precipitação
(%) obtidos com a EMA em todo o experimento. . . . . . . . . . . . . 55
4.12 Evolução temporal do CAPE e do CIN. . . . . . . . . . . . . . . . . . . 59
4.13 Média horária das alturas da CLN com o SODAR para todo o período
de transição, sendo estimado o inicio da CLN a partir das 17 HL com
a linha tracejada. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 60
4.14 Média horária da velocidade do vento na altura da CLN com o SODAR
para todo o período de transição. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 62
4.15 Média horária das alturas da CLN com o SODAR, divididas em fase
I (11 de setembro a 07 de outubro) e fase II (08 de outubro a 03 de
novembro), no período de transição, sendo estimado o inicio da CLN
a partir das 17 HL com a linha tracejada. . . . . . . . . . . . . . . . . 63
4.16 Média horár ia da velocidade do vento na altura da CLN com o SODAR,
divididas em fase I (11 de setembro a 07 de outubro) e fase II (08 de
outubro a 03 de novembro), no período de transição. . . . . . . . . . . 63
4.17 Perfis termodinâmicos e dinâmicos obtidos pela radiossonda, refer-
ente a noite entre os dias 23 (17HL - verde e 20HL - vermelho) e
24/09 (02HL - azul e 08HL - amarelo). . . . . . . . . . . . . . . . . . . 65
xvi
4.18 Perfis de temperatura potêncial (θ) dos dias 23, 24 e 25/09 às 02 HL. 65
4.19 Perfis de temperatura potencial (θ), à esquerda, e velocidade do vento
(V), à direita, de Guajará-Mirim e Porto Velho, às 02 HL do dia 24/09. 66
4.20 Evolução temporal dos perfis do vento obtido pelo SODAR na noite
entre os dias 23 e 24/09. As horas estão em hora Zulo (-4 horas). . . 67
4.21 Imagens de satélite (canal infra-vermelho) Master/GOES e
INPE/GOES durante a noite, entre 23 e 24/09. Abaixo está a
legenda de temperatura para referência. Os círculos indicam os SCM
e as seta a direção em que se locomovem. . . . . . . . . . . . . . . . 68
4.22 Imagens de radar às 23:10 HL (a), 02:00 HL (b) e 03:10 HL (c), entre
23 e 24/09. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 69
4.23 Características térmicas e dinâmicas da superfície durante a anomalia
do entre os dias 23 e 24/09. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 70
4.24 Temperatura potencial e umidade específica da superfície dos dias 28
e 30/10. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 72
4.25 Relevo da região próximo a Fz. Nossa Senhora Aparecida (ponto ver-
melho). . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 72
4.26 Variação do fluxo de calor (w
θ
) com a estabilidade (z/L), na época de
transição do experimento RaCCI/LBA. . . . . . . . . . . . . . . . . . . 74
4.27 Variação do (a) parametro estabilidade - z/L - e (b) do fluxo de calor
- (w
θ
). Em preto a média do período completo de transição do ex-
perimento RaCCI/LBA; vermelho a fase I (11 de setembro a 07 de
outubro), período mais seco; e em azul fase II (08 de outubro a 03 de
novembro) período mais úmido. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 75
4.28 Perfis médios do numero de Richardson gradiente (Ri) para todo o
período do experimento RaCCI/LBA na pastagem. . . . . . . . . . . . 76
4.29 Histogramas dos casos de jatos noturnos observados na fazenda N
a
Senhora, em Rondônia, durante o experimento RaCCI/LBA 2002: a)
altura do JN (hj); b) velocidade do vento no JN (Vj). . . . . . . . . . . 79
4.30 Médias dos gradientes verticais de temperatura acima (subscrito a) e
abaixo (subscrito b) do Jato Noturno. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 80
4.31 Exemplo da estrutura da CLN sobre a pastagem, na presença de JN,
durante o RBLE3. Perfis verticais da velocidade do vento (ff), Número
de Richardson de gradiente (Ri), Temperatura potencial (θ) e umidade
especifica (q), obtidos por radiossonda para as noites de 21/09 às
20HL (a), 02-03/10 às 20HL e 08HL, e 28-29/10 às 20HL e 02HL,
respectivamente. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 82
xvii
LISTA DE TABELAS
Pág.
2.1 Estrutura da Camada Limite Atmosférica. . . . . . . . . . . . . . . . . 7
2.2 Instrumentos e suas qualificações utilizados para o estudo da CLN. . 14
2.3 Valores da altura da camada limite (h
i
), Temperatura potencial virtual
no topo da camada (θv
hi
) e da descontinuidade da inversão térmica
(∆θv) em condições noturnas. Adaptado de Fisch (1995) . . . . . . . 19
2.4 Valores da altura da camada limite (h
i
), Temperatura potencial no topo
da camada (θv
hi
), umidade específica (q) e da descontinuidade da in-
versão térmica (∆θv) e intensidade da inversão (I) em condições no-
turnas. Na pastagem durante a estação seca (a) e úmida (b). Adap-
tado de Santos (2005a) . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 20
3.1 Número total de medidas para cada instrumento no período do ex-
perimento RaCCI/LBA na área de pastagem (a) e no horário das 18
HL às 10 HL (b), definido como de desenvolvimento da CLN mais sua
erosão. RS - Radiossonda; EMA - Estação Meteorológica Automática;
BC - Balão Cativo. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 25
3.2 Nascer e ocaso do Sol, em hora local, no período de 20 a 30/10/2002,
na área de pastagem da Fz. Nossa Senhora Aparecida. . . . . . . . . 29
4.1 Valores médios da altura da CLN (hi), temperatura potencial no topo
da CLN (θ
hi
), umidade específica (q), descontinuidade térmica (∆θ),
intensidade da inversão térmica (I), temperatura potencial na superfí-
cie (θ
s
) e velocidade do vento (V). . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 36
4.2 Média da variação das principais características nos içamentos com
dois sensores nos balões cativos. Variação de temperatura potencial
(∆θ), umidade específica (∆q), velocidade (∆V) e direção (∆D) do
vento. Dados do experimento RaCCI/LBA. . . . . . . . . . . . . . . . . 40
4.3 Comparação entre as alturas da CLN: obtidas neste trabalho através
das radiossondagens (RaCCI (RS)) com os resultados de Silva
(2005), também no experimento RaCCI/LBA (Dry to Wet), Fisch
(1995), RBLE2 na estação seca, e Rocha (2003), experimento
TRMM/LBA na estação úmida. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 45
xix
4.4 Valores médios da altura da CLN (hi), temperatura potencial no topo
da CLN (θ
hi
), umidade específica (q), descontinuidade térmica (∆θ),
intensidade da inversão térmica (I), temperatura potencial na superfí-
cie (θ
s
) e velocidade do vento (V). . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 46
4.5 Comparação entre as alturas da CLN: obtidas neste trabalho (RaCCI
(SODAR)), com os resultados de Fisch (1995)- RBLE2 e 3, ambos de
estação seca, e Santos (2005a), WetAMC/LBA e RBLE2. . . . . . . . 48
4.6 Diferenças das medidas simultâneas da altura da camada limite (hi),
temperatura potencial no topo da camada (θ
hi
), umidade específica
(q), temperatura potencial da superfície (θ
s
) e velocidade (V) e direção
(D) do vento calculadas pelo BC, RS e SODAR.
. . . . . . . . . . . . 49
4.7 Diferenças das médias de todos os dados dos dias 20 a 30/10: altura
da camada limite (hi), temperatura potencial no topo da camada (θ
hi
),
umidade específica (q), descontinuidade da inversão termica (∆θ), in-
tesidade da inversão (I), temperatura potencial da superfície (θ
s
) e ve-
locidade (V) e direção (D) do vento, entre os instrumentos estudados. 52
4.8 Comparação entre as alturas da CLN: obtidas no meio da transição
(RaCCI (RS)) e todo o experimento, estimadas neste trabalho, com
os resultados de Silva (2005), também no experimento RaCCI/LBA
(Dry to Wet), Fisch (1995), RBLE2 na estação seca, e Rocha (2003),
experimento TRMM/LBA na estação úmida. . . . . . . . . . . . . . . . 57
4.9 Valores médios da altura da CLN (hi), temperatura potencial no topo
da CLN (θ
hi
), umidade específica (q), descontinuidade térmica (∆θ),
intensidade da inversão térmica (I), temperatura potencial na superfí-
cie (θ
s
), velocidade (V) e direção (D) do vento. . . . . . . . . . . . . . 57
4.10 Comparação entre as alturas da CLN: obtidas em todo o experimento
(RaCCI (SODAR)), com os resultados de Fisch (1995) - RBLE2 e 3,
ambos de estação seca, e Santos (2005a), WetAMC/LBA e RBLE2. . 61
4.11 Fluxos de calor sensível (H), fluxo total de calor integrado para
o período da erosão da CLN ((w
θ
)
s
) e aquecimento da camada
(
h
i=0
∂θ
∂t
∂z
i
) na pastagem para o período de transição. . . . . . . . . . 71
4.12 Número de casos de jatos observados durante os experimentos
RBLE3 (estação seca), WetAMC-LBA (estação úmida) e RaCCI (es-
tação de transição). . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 77
4.13 Altura e Velocidade dos JN observados durante o RaCCI (estação de
transição), sobre a Pastagem. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 78
xx
LISTA DE ABREVIATURAS E SIGLAS
ABC – Academia Brasileira de Ciências
ADAS – Atmospheric Data Acquisition System
AL – Atmosfera Livre
AMC – Atmospheric Mesoscale Campaign
BAROCAP – Cápsula barométrica da Vaisala
BC – Balão Cativo
CI – Camada de Inversão
CL – Camada Limite
CLA – Camada Limite Atmosférica
CLC – Camada Limite Convectiva
CLE – Camada Limite Estável
CLN – Camada Limite Noturna
CLP – Camada Limite Planetária
CLS – Camada Limite Superficial
CR – Camara Residual
EMA – Estação Meteorológica Automática
EZ – Zona de Entranhamento
GPS – Global Positioning System
HUMICAP – Capacitor eletrônico da Vaisala
INPE – Instituto Nacional de Pesquisas Espaciais
JN – Jatos Noturnos, ou Jatos de Baixos Níveis
LBA – Large Scale-Biosphere Atmosphere Experiment in Amazonia
MCGAs – Modelos Climáticos Globais Atmosféricos
RaCCI – Radiation, Cloud and Climate Interactions
RBLE – Rondônia Boundary Layer Experiment
RO – Rondônia
RS – Radiossonda
TERMOCAP – Termistor eletrônico da Vaissala
TRMM – Tropical Rainfall Measuring Mission
xxi
LISTA DE SÍMBOLOS
θ
(s)
– Temperatura potencial na superfície (K)
θ
(hi)
– Temperatura potencial na altura da CLN (K)
q – Umidade específica (g kg
−1
)
h
i
– Altura da CLN (m)
∆θ – Descontinuidade térmica (K)
I – Intensidade térmica (K m
−1
)
p – Pressão (hPa)
V – Vento médio (m s
−1
)
D – Direção do vento (
◦
)
T – Temperatura (
◦
C)
Q
H
– Fluxo de calor (W m
−2
)
h
∗
– Profundidade da camada de mistura (m)
u – Vento zonal (m s
−1
)
v – Vento meridional (m s
−1
)
Ri – Número de Richardson
L – Comprimento de Monin-Obukhov (m)
u
∗
– Velocidade de fricção (m s
−1
)
CT
2
– Função de estrutura de turbulência (K
2
m
−1/3
)
w
θ
V
– Fluxo de energia liberado (W m
−2
)
F – Fonte de calor (W m
−2
)
g – Aceleração da gravidade (m s
−2
)
z – Altura (m)
ζ – Parâmetro de Monin-Obukhov (Admensional)
k – Constante de Von Karman (Admensional)
xxiii
SUMÁRIO
Pág.
1 INTRODUÇÃO . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 1
2 REVISÃO BIBLIOGRÁFICA . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 5
2.1 Camada Limite . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 5
2.2 Camada Limite Atmosférica . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 5
2.2.1 Definição e Características . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 5
2.2.2 Camada Limite Convectiva . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 7
2.2.3 Camada Residual . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 8
2.2.4 Camada Limite Noturna . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 8
2.2.4.1 Jatos (Noturnos) de Baixos Níveis . . . . . . . . . . . . . . . . . . 15
2.2.4.2 Erosão da CLN . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 15
2.3 Resultados anteriores obtidos em Rondônia . . . . . . . . . . . . . . . 16
2.3.1 Fisch (1995) . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 19
2.3.2 Santos (2005a) . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 19
3 MATERIAIS E MÉTODOS . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 21
3.1 Materiais . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 21
3.1.1 Descrição da área de estudo . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 21
3.1.1.1 Localização . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 21
3.1.1.2 Climatologia da região . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 21
3.1.2 Dados . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 23
3.1.2.1 Balão Cativo . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 23
3.1.2.2 Estação Meteorologica Automática . . . . . . . . . . . . . . . . . . 25
3.1.2.3 Radiossonda . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 25
3.1.2.4 SODAR . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 27
3.2 Metodologia . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 27
3.2.1 Características médias . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 27
3.2.2 Erosão da CLN . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 28
3.2.3 Análise dos perfis de vento . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 30
3.2.4 Comparação dos dados . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 32
4 Resultados . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 33
xxv
4.1 Análise das caracteristicas médias da CLN . . . . . . . . . . . . . . . 33
4.1.1 Análise de 20 a 30 de outubro . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 33
4.1.1.1 Estação Meteorológica Automática . . . . . . . . . . . . . . . . . . 33
4.1.1.2 Balão Cativo . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 34
4.1.1.3 Radiossonda . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 40
4.1.1.4 SODAR . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 46
4.1.1.5 Comparação dos resultados . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 47
4.1.2 Análise completa dos dados (período de 16 de setembro a 5 de
novembro de 2002) . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 52
4.1.2.1 Estação Meteorológica Automática . . . . . . . . . . . . . . . . . . 53
4.1.2.2 Radiossonda . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 54
4.1.2.3 SODAR . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 59
4.2 Estudo de casos . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 64
4.3 Erosão da CLN . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 70
4.4 Regimes de turbulência na CLN . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 73
4.5 Jatos Noturnos (JN) na Camada Limite Noturna . . . . . . . . . . . . 76
5 CONCLUSÃO . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 83
REFERÊNCIAS BIBLIOGRÁFICAS . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 87
xxvi
1 INTRODUÇÃO
A Amazônia, floresta tropical caracterizada pela alta quantidade de recursos
naturais e por sua biodiversidade é, sem dúvidas, um dos mais importantes ecos-
sistemas do planeta. Toda essa diversidade implica em complexos ciclos ecológi-
cos, biogeoquímicos e hidrológicos, de diferentes escalas temporais (eventos de
curta duração, ciclos diário e ciclos climáticos) e espaciais (resposta biótica e
alterações na vegetação). Sua importância implica em grandes mudanças nos
balanços globais de energia, água e carbono, que influenciam em impactos am-
bientais e climáticos em todo o mundo e nas escalas regional e local.
Peres (2005) sugere que a região Amazônica é uma megareserva, pois é um es-
paço de pelo menos um milhão de hectares. Esta região é composta por uma
biota ainda pouco conhecida, mas de grande riqueza. Muitos trabalhos vêm
sendo desenvolvidos em várias áreas debatendo a sua importância, como por
exemplo: sobre a necessidade da existência de megareserva amazônica (PERES,
2005); sobre sua conservação (SOUZA, 2005); e sobre o desflorestamento da
Amazônia e as mudanças climáticas (NOBRE et al., 2007).
Em virtude do grande aumento da população da região da Amazônia no século
XX, houve uma alteração do perfil econômico local, no qual anteriormente pre-
dominavam as atividades extrativistas. Nas ultimas décadas, quatro atividades
econômicas começam a se sobressair e, também, a ameaçar o ambiente, a
saber: a pecuária, a extração madeireira, a mineração e a expansão das fron-
teiras agrícolas para plantio de grãos (ÂNGELO; Sá, 2007). A madeira se apre-
senta como o produto mais rentável da floresta e também como a financiadora
do desflorestamento. Os madeireiros adquirem dos proprietários o direito de ex-
ploração das áreas, de onde tiram a madeira que lhes interessa e deixam a área
limpa para a formação de pastagens, normalmente de baixo rendimento agrícola
(VERISSIMO et al., 1995).
Segundo Fearnside (2006), o desmatamento na Amazônia brasileira tem au-
mentado continuamente desde 1991, variando de acordo com as mudanças
relacionadas as forçantes econômicas. Exemplos disso, incluem um pico de
desmatamento em 1995 (29,1 x 10
3
km
2
ano
−1
), resultado do crescimento
econômico do Plano Real e registrado como o maior até hoje, e uma queda em
2005 (18,8 x 10
3
km
2
ano
−1
), resultado de taxas de câmbio desfavoráveis para
1
exportações. Esse crescente desmatamento, cujo dados são disponibilizado pelo
Instituto Nacional de Pesquisas Espaciais (INPE, 2009) mostra ainda que, no úl-
timo levantamento de 2009, a estimativa da taxa de desflorestamento apresenta
uma taxa de desmatamento de 7.008 km2, com uma margem de erro de 4%
(CâMARA, 2008).
A substituição de uma vegetação natural por outro tipo de cobertura vegetal põe
em risco o frágil equilíbr io do ecossistema, pois alteram as interações água-solo-
vegetação-atmosfera e, por conseguinte, a Camada Limite Atmosférica (CLA).
A modificação em larga escala da vegetação pode ter efeitos no clima regional
(NOBRE et al., 2007). Portanto, é importante avaliar os possíveis impactos, a nível
local e regional, que venham a acontecer, caso os processos de troca de energia
entre a superfície e a atmosfera sejam afetados com a mudança na cobertura
vegetal da Amazônia (TóTA, 1998).
Entretanto, ainda é pequeno o conhecimento a cerca do funcionamento do
sistema meteorológico da Amazônia. Pensando nisso, diversos experimentos
vêm sendo realizados nas últimas décadas, a fim de aumentar o conhecimento
dos processos físicos e atmosféricos na interface floresta-atmosfera, sendo
que podem-se citar: o RBLE 3 ("Rondônia Boundary Layer Experiment") car-
acterizado pelo estudo do período seco da região amazônica em agosto de
1994 (FISCH, 1995); o WETAMC ("Wet season Atmospheric Mesoscale Cam-
paign") realizado no período chuvoso em conjunto com o TRMM ("Tropical
Rainfall Measur ing Mission"), realizado em janeiro e fevereiro de 1999 (DIAS
et al., 2002), e o "DRY-TO-WET Atmospheric Mesoscale Campaign"ocorrido
na época de transição seca para chuvosa com o projeto RaCCI ("Radiation,
Cloud, and Climate Interactions"), em 2002. Estes dois últimos experimentos
fazem parte do Programa LBA ("Large Scale Biosphere-Atmosphere Experi-
ment in Amazonia"). Mais informações deste programa pode ser obtido no site:
http://www.master.iag.usp.br/lba/index.php.
A CLA, sendo a parte mais baixa da atmosfera, caracteriza-se pela interação
de fluxos verticais de momentum, calor e vapor d’água, que são modificados
pelo contato direto com a superfície (CARSON, 1987). Na CLA durante o dia, por
exemplo, os fluxos de calor são muito importantes para determinação de sua
estrutura, enquanto durante à noite, o fluxo de momentum é bastante significante.
Por outro lado, a CLA também interage de maneira fundamental com estes fluxos
2
em seu topo, através de trocas com a atmosfera livre através dos processos de
penetração convectiva e fluxo de entranhamento.
A maior parte dos Modelos de Circulação Geral da Atmosfera (MCGAs) tratam
a CLA de maneira simples. Classicamente, pode-se assumir dois tipos de in-
clusão da CLA em MCGAs (DEARDOFF, 1972): o primeiro é o de colocar várias
camadas na parte próxima a superfície e resolver a estrutura vertical explicita-
mente ("multi-layer scheme"). Este procedimento é o mais realista, porém neces-
sita de muito tempo e de uma grande potência computacional. Além disso, este
método determina a altura da CLA através de relações diagnósticas. A outra téc-
nica é a de considerar a camada da CLA como uma camada única ("bulk layer")
e parametrizar seus fluxos através de relações entre esta camada e a superfície.
Este método é simples, computacionalmente eficiente e permite a obtenção de
equações prognósticas para a altura da CLA (FISCH, 1995).
Dada a complexidade e o pouco conhecimento dos parâmetros que descrevem
sua estrutura, sobretudo em regiões como a Amazônia, onde a biosfera e at-
mosfera interagem de forma tão intensa e complexa, a Camada Limite Notur na
(CLN) tem sido, ainda, pouco explorada no desenvolvimento da modelagem de
meso e grande escala, o que acaba por prejudicar a eficiência dos modelos em
prognosticar o tempo e o clima daquela região (SANTOS, 2005a).
Sendo assim, o objetivo geral deste trabalho é o de avançar no conhecimento da
estrutura e dinâmica da Camada Limite Notur na na Amazônia, sobre uma região
de área desmatada (pastagem) de floresta tropical, determinando característi-
cas observacionais durante a transição da época seca a chuvosa da campanha
RaCCI/LBA 2002. Adicionalmente, os objetivos específicos são:
• Determinar as evoluções horárias da altura da Camada Limite Noturna,
caracterizando suas formações;
• Caracterizar anomalias de formação na Camada Limite Noturna;
• Analisar a dinâmica matinal (erosão da Camada Limite Noturna);
• Analisar os regimes turbulentos durante o período noturno na época de
transição;
• Observar as incidências de ocorrência de Jatos Noturnos.
3
2 REVISÃO BIBLIOGRÁFICA
2.1 Camada Limite
A definição, sugerida por Stull (1988), para a Camada Limite Atmosférica
(CLA) é a parte da troposfera que é diretamente influenciada pela presença da
superfície da Terra, e responde a forçantes de superfícies (arrasto, evaporação
e transpiração, transferência de calor, etc.) com uma escala de tempo em torno
de horas ou menos. Foi introduzido na literatura por L. Prandtl em 1905, alguns
anos após sua descoberta (GARRATT, 1992).
2.2 Camada Limite Atmosférica
2.2.1 Definição e Características
A Camada Limite Atmosférica (CLA) - também chamada de Camada Limite
Planetária (CLP), corresponde à região turbulenta da atmosfera, na qual sofre
a influência da superfície terrestre, sendo que esta influência decai com a
altura. Os tempos de resposta da CLA às diferentes forçantes da superfície
são relativamente rápidos, cerca de horas ou até menos. Nesta camada da
troposfera reside grande parte dos seres vivos e é nela que acontece a maior ia
das atividades humanas.
A transferência de momentum, calor e umidade entre a atmosfera, a Terra e os
oceanos ocorre através da CLA. Na CLA o vento médio é responsável por um
rápido transporte horizontal (pela advecção) ou vertical (pelo cisalhamento). Os
ventos horizontais são na ordem de 2 a 10 m s
−1
. A fricção causa um decréscimo
à média da velocidade do vento próximo ao solo e um aumento exponencial
com a altura. A velocidade ver tical é muito menor, na ordem de mm s
−1
a c s
−1
(STULL, 1988). A natureza turbulenta da CLA é uma de suas características mais
importantes e às vezes pode ser utilizada para defini-la (GARRATT, 1992).
Sobre o continente a CLA é, geralmente, bem definida em regiões de alta
pressão e tem suas características determinadas pelo ciclo diurno (Figura 2.1).
Stull (1988) afirma que a CLA é for mada por três componentes principais, a
saber: camada de mistura ou camada limite convectiva (CLC), a camada residual
(CR) e a camada limite estável ou noturna (CLN). Detalhes da estr utura da CLA
são apresentadas na Tabela 2.1.
5
Figura 2.1 - Ciclo diário da estrutura da camada limite atmosférica, durante verão sobre
continente.
Fonte: Adaptado de Stull (2000) por Wallace e Hobbs (2006).
A altura desta camada é modificada na atmosfera dependendo do fluxo de calor
na superfície (STULL, 1988). Em região continental, ela pode variar de 100 a 2000
m, enquanto nos oceanos possui um topo em torno de 500 m (FOKEN, 2008). A
camada que se sobrepõe a CLA na troposfera é denominada como atmosfera
livre (AL).
O desenvolvimento da CLA pode mudar em resposta às características da
superfície, ou seja, é diretamente ligado às características da base. Stull (1988)
mostrou que tanto em regiões oceânicas quanto continentais, a CLA têm uma
espessura fina sob altas pressões. Portanto, uma definição de CLA inclui uma
afirmação sobre uma escala de tempo de uma hora, o que não indica que a
CLA alcance um equilíbrio nesse tempo, somente que essa alteração tem seu
começo, em média, nesse intervalo de tempo. Segundo Angevine et al. (2001)
em altas latitudes esse intervalo de tempo tem uma duração maior, da ordem de
3 horas.
Dentro da CLA, Stull (1988) afirma que há ainda uma camada denominada de
Camada Limite Superficial (CLS), que é comum tanto para a CLC, quanto para a
CLN. Na CLS os fluxos turbulentos e o cisalhamento do vento têm uma variação
menor que 10% de sua magnitude (STULL, 1988).
O vento na CLA é gerado por gradientes de pressão causados, principalmente,
pelos mecanismos sinóticos, de mesoescala e microescala, atuante na dinâmica
atmosférica. Como a CLA tem uma resposta razoavelmente rápida às variações
6
de pressão, existe um equilíbrio aproximado entre as forças de pressão e as
forças viscosas na superfície da Terra. O vento que escoa na atmosfera livre, no
topo da camada limite, é caracterizado pelo balanço de forças de gradiente de
pressão e Coriolis e é chamado de Vento Geostrófico. O resultado desse balanço
de forças é definido como Lei de Arrasto Geostrófico (KRISTENSEN; RATHMANN,
1999).
Tabela 2.1 - Estrutura da Camada Limite Atmosférica.
Altura Nome Troca Estabilidade
(m) Atmosférica
1000 camada superior sem fluxo
constante influência de
20 camada estabilidade
turbulenta turbulento
1 subcamada camada
dinâmica superficial fluxo sem
0,01 subcamada (camada molecular/ constante influência de
viscosa de turbulento com a altura estabilidade
0,001 camada Prandtl)
limite molecular
laminar
Fonte: Adaptada de (FOKEN, 2008).
2.2.2 Camada Limite Convectiva
A Camada Limite Convectiva (CLC) é definida como a região da baixa
atmosfera que apresenta uma forte mistura vertical turbulenta (ver Figura 2.2).
Este transporte vertical acentuado é provocado por movimentos convectivos
organizados, gerados pelo aquecimento solar da superfície e pela presença
de cisalhamento do vento. A fronteira superior é determinada pela altura da
base de uma elevada inversão térmica. A CLC exibe uma distribuição vertical
aproximadamente constante do campo de vento e temperatura potencial. Em um
período de 24 horas, a estrutura turbulenta desta camada responde pela maior ia
do transporte de espécies escalares e vetoriais entre a superfície terrestre e a
atmosfera superior (CARVALHO et al., 1995).
7
Figura 2.2 - Representação esquemática de flutuações e características da Camada de
Mistura, perfis verticais associados à densidade do fluxo de calor (Q
H
) e
temperatura potencial (θ) dentro de uma camada de mistura de profundidade
h*.
Fonte: Adaptada de Oke (1988).
2.2.3 Camada Residual
Após o pôr do Sol, quando o saldo de radiação (Rn) é negativo, a CLA não
apresenta mais a influência dos processos turbulentos da maneira que ocorria
durante o dia. A partir deste momento, observa-se o surgimento de uma inversão
térmica à superfície, causando um desacoplamento entre a superfície e a
camada acima dela. A camada logo acima desta inversão térmica recebe o nome
de Camada Residual (CR), possuindo ainda as mesmas características da CLA
desenvolvida ao longo do dia (Camada de Mistura), porém com muito pouca ou
nenhuma turbulência. A CR não possui um contato direto com a superfície, o
que não a classifica pela definição usual como camada limite. Mas pelas suas
características e influências, é considerada como tal (STULL, 1988).
2.2.4 Camada Limite Noturna
A Camada Limite Noturna (CLN), também denominada de Camada Limite
Estável (CLE), inicia sua formação e crescimento a partir do resfriamento da
superfície próximo ao por do Sol. Segundo Oliveira (1999), quando o saldo de
radiação torna-se negativo, o solo começa a se resfriar mais rapidamente que o
ar adjacente, tornando o fluxo de calor sensível negativo (ou seja, da atmosfera
8
para a superfície). Neste momento forma-se uma camada de inversão térmica,
que é caracterizada pela presença de ar estaticamente estável. Esta camada é
comum por ter uma camada turbulenta rasa, acima da qual o cisalhamento do
vento médio e o fluxo de calor são pequenos (GARRATT, 1992).
A CLN sobre o continente é difícil de ser estudada, devido às dificuldades
encontradas para descrever e modelar parâmetros que definem sua estrutura.
Algumas razões para isso ocorrem, primeiramente, porque o empuxo térmico
negativo age para suprimir a turbulência, diminuindo sua profundidade (h).
Além de que, movimentos atmosféricos (tais como ondas de gravidade)
podem coexistir com a turbulência complicando a estrutura da CLN, pelo
papel preponderante dos efeitos radiativos (emissões de onda longas) no
desenvolvimento da camada de inversão pode existir condições de calmaria e
ausência de turbulência (SANTOS, 2005a).
Segundo Fisch (1995) a formação da CLN acontece da seguinte maneira: no
final da tarde, o fluxo de calor sensível muda de sinal (de positivo durante o dia
para negativo durante a noite), devido ao balanço radiativo da superfície. Com a
continuação do resfriamento radiativo, as camadas superiores vão se resfriando
também (por contato e perda de calor sensível), resultando em uma camada
limite estável (CLE). Esta se desenvolve com a evolução do período noturno.
Mesmo no nascer do Sol, a CLN ainda influi com o resfriamento radiativo (na
formação de nuvens) e com a turbulência mecânica produzida. Nessa transição
da noite para o dia, ocorrem vários fatores que já são conhecidos tais como
a intensificação do vento e as mudanças do fluxo de calor após o nascer do
Sol. Lapworth (2006) observou algumas características que ocorrem durante tal
período e descobriu, por exemplo, que se pode prever o vento durante a manhã
quando as variações diurnas de velocidade do vento e temperatura crítica são
predominantes.
A CLN tem como característica principal a complexidade dos processos
envolvidos e a intermitência da turbulência. O balanço entre a turbulência gerada
mecanicamente (devido ao cisalhamento do vento) e sua supressão pelo fluxo de
calor sensível, varia muito de caso a caso, criando diversas subcamadas que vão
desde aquelas bem misturadas a não-turbulentas. Por isso, a turbulência na CLN
pode ser esporádica e intermitente, muitas vezes permitindo o desacoplamento
das subcamadas superiores daquelas oriundas das forçantes da superfície.
9
Como consequência dessa complexidade, a CLN tanto pode ser definida em
termos da profundidade da turbulência, como em termos da altura da camada de
inversão (SANTOS, 2005a).
O resfriamento radiativo na superfície da CLN contribui com uma estabilização
do gradiente de temperatura, que suprime a turbulência pela flutuabilidade
negativa. Na camada rasa próxima à superfície, turbulência de pouca intensidade
pode ser mantida por uma produção mecânica. Por causa de trocas verticais
nesta camada, as advecções horizontais rapidamente se tornam importantes
(NIEUWSTADT; DRIEDONKS, 1979).
A altura da CLN (h) é melhor identificada sob condições de céu claro,
ventos moderados a fortes e sobre terrenos homogêneos. Entretanto, sua
estrutura vertical é bastante sensível à inclinação do terreno e fortemente
associada aos escoamentos catabáticos e de drenagem. Também se desenvolve
simultaneamente à formação da Camada de Inversão (CI) e do Jato Noturno
(JN) ou Jato de Baixos Níveis (SANTOS, 2005a). Segundo Nieuwstadt e
Driedonks (1979), a CLN não pode ser definida por uma equação diagnóstica,
a qual expressa sua altura em ter mos locais (parâmetros característicos) como
foi inicialmente proposta. As equações prognósticas são necessár ias para
descrever a evolução da altura da camada limite em função de tempo.
A estratificação da turbulência é uma característica da CLN e tem sido utilizada
para classificá-la (MALHI, 1995; OHYA et al., 1997; MAHRT et al., 1998), a saber:
• · Camada limite muito estável - neste tipo de condição a turbulência
costuma ser em média continua e mais profunda, tendo o topo da CLN
bem definido, conforme já demonstrado em estudos observacionais e
de modelagem (ZILITINKEVICH; MIRONOV, 1996; OHYA et al., 1997). Esta
camada possui um forte resfriamento radiativo na superfície.
• · Camada limite fracamente estável - a turbulência é fraca e/ou
intermitente, mesmo próximo à superfície e algumas vezes pode ser
mais forte no topo da inversão de superfície (OHYA et al., 1997).
Ela é algumas vezes gerada pelo cisalhamento vertical abaixo
do JN (SMEDMAN, 1988) e normalmente acontece na presença
de ventos significantes e/ou com cobertura de nuvens com o
10
consequente resfriamento da superfície que ocorre lentamente. Há
outros pesquisadores que identificaram características especiais em
regimes muito estáveis ou intermitentes (POULOS et al., 2002; SALMOND;
MCKENDRY, 2005).
Perfis verticais típicos de vento, temperatura potencial e número de Richardson
na CLN são mostrados na Figura 2.3. Sobre o perfil exemplificado Arya (2001)
destaca que o perfil de vento zonal (u) mostra um máximo pronunciado. Informa
ainda que a altura da velocidade máxima dos jatos de baixos níveis usualmente
coincidem com o topo da CLN, desde que ele também represente o nível de
máximo valor de Ri. O perfil de Ri indica que turbulência contínua deve ser
esperada somente na metade mais baixa da CLN, onde Ri < 0,25.
Figura 2.3 - Perfil vertical de componente de vento e temperatura médio e o perfil de R
i
calculado na CLN sob condição de moderada estabilidade.
Fonte: Adaptado de Arya (2001).
Para um regime muito estável, os perfis verticais de u, v, T e Ri são mostrados na
Figura 2.4, onde Arya (2001) afirma que os componentes de vento têm valores
máximos nos baixos níveis. Tendo como base um perfil de velocidade do vento
e observando seu máximo, a altura da CLN é considerada em torno do dobro da
camada de inversão. O perfil de Ri indica que a camada de possível turbulência
contínua na qual Ri<0,25 é realmente muito rasa e o volume de turbulência da
CLN é comumente intermitente, desigual e fraco.
Através de pesquisas realizadas na Amazônia, Santos (2005a) afirmou que a
estrutura vertical clássica da CLN pode ser descrita por cinco camadas
11
idealizadas com base nos conceitos desenvolvidos por Nieuwstadt (1984) e
Holtslag e Nieuwstadt (1986), descritas a seguir:
a) Camada de Rugosidade - a 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.
b) Camada Superficial - onde valor numérico do fluxo está próximo ao
da superfície, e a relação do gradiente de fluxo depende somente do
parâmetro de Monin-Obukhov - L.
c) Acima da camada limite superficial há uma camada 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 teor ia da similaridade pode ser restaurada na forma
de um escalonamento local, no qual é substituído por z/Λ (sendo Λ o
comprimento de Obukhov baseado em fluxos locais à altura z).
d) Estratificação "z-less"(z-menos) - vários parâmetros ou variáveis,
tornam-se independentes de z/Λ; ocorrendo quando z/Λ torna-se
suficientemente grande, ou seja, tende ao infinito (NIEUWSTADT, 1984).
e) Próximo ao topo da CLN (quando esta é claramente definida), sua
distância até o topo pode se tornar um comprimento de escala
importante, caso (h-z)/Λ se torne um parâmetro de estabilidade
relevante (HOLTSLAG; NIEUWSTADT, 1986).
Para se observar as características típicas da CLN, são utilizadas várias
técnicas, a saber: medidas "in situ"realizadas durante experimento de campo,
simulações em laboratórios e de túnel de vento (geralmente comparadas
com dados observacionais) e simulações numéricas. Hoje em dia a maioria
das informações ainda são obtidas através de medidas "in situ", realizadas
por diversos instrumentos ou sistemas combinados de instrumentos (SANTOS,
2005a). Alguns dos instrumentos mais utilizados para o estudo da CLN estão
apresentados na Tabela 2.2.
Já para o estudo específico da CLN, as técnicas de sensoriamento acústico
despontam como as mais adequadas para caracterizar sua estrutura, sendo o
12
Figura 2.4 - Perfis de vento e temperatura potencial observados sobre condições muito
estáveis (turbulência esporádica) de noite durante o Experimento Wangara.
Fonte: Adaptado de Deardoff (1978) por Arya (2001).
SODAR (Sondador Acústico da Atmosfera) uma das mais úteis ferramentas na
obtenção de um melhor entendimento da mais baixa atmosfera (SANTOS, 2005a).
Por causa de seu limite operacional em torno de 500 m e tendo a CLN possuindo
uma profundidade média de 100 a 200 m sobre terrenos planos e homogêneos,
é possível encontrar a CLN quase que totalmente por esse instrumento. Por
exemplo, Beyrich e Kotroni (1993) com dados de SODAR, estimou a velocidade
de fricção (u
∗
) e altura (h) da CLN sobre uma área de floresta plana de pinheiros
na França. A partir de diferentes escalas de profundidade da CLN com dados
de SODAR, pode-se demonstrar que a profundidade da turbulência pode ser
associada ao crescimento da camada de inversão.
Pichugina et al. (2008) propõe que para o estudo de vento da CLN,
principalmente com o objetivo de estudos de energia eólica, os mais eficientes
e baratos (considerando quantidade e qualidade das medidas) instrumentos são
os LIDARs e SODARs. As radiossondas e os radares perfiladores de vento são
usualmente limitados por obliqüidades causadas pelo tempo de observação,
resolução vertical, migração de pássaros, entre outros. As torres que atingem
entre 120 e 200 m são caras para implantar e para sua manutenção.
Contini et al. (2008), utilizando um SODAR e um anemômetro sônico, comparou
quatro métodos para se encontrar a altura da CLA e descobriu que em
condições estáveis, alguns métodos, principalmente os baseado em análise
espectral (como a da rotina do SODAR fabricado pela firma Remtech),
usualmente superestimam a altura especialmente em baixas condições verticais
13
Tabela 2.2 - Instrumentos e suas qualificações utilizados para o estudo da CLN.
Instrumento Vantagem Desvantagem
Técnicas de madidas diretas / sensores de plataformas
Radiossonda Mede os dados transmitidos Cruza a CLN muito
com curto intervalo de rápido.
tempo, o que é muito bom
para uso operacional.
Balão Cativo Taxa de ascensão pode ser Não pode ser utilizado
escolhida de acordo com a em casos de alta
resolução vertical desejada. velocidade de vento ou
forte convecção.
Mastro Possibilidade de instalação Limita-se a uma altura
de vários tipos de sensores. de 50 a 300 m.
Técnicas de avião e sensoriamento remoto
Avião Possibilidade de operar Alto custo e necessita
vários sensores, assim vôos longos. Para a
como, meteorologicos e de CLN, tem a limitação do
turbulência, tanto quanto nível de vôo (acima de
sistemas de sensoriamento. 300 m).
Perfilador de vento Taxa de ascensão pode ser Limite vertical de 50 a
/ radar doppler Alta taxa de amostragem e 250 m e alto custo.
de manutenção.
LIDAR Alta taxa de amostragem. Alto custo, além de
algumas interpretações
ambíguas.
SODAR Relativamente de uso Além da contaminação
simples e não muito caro. de ruídos da natureza a
Com alta resolução vertical e interpretação requer
temporal. muita experiência.
Fonte: Adaptado de Seibert et al. (2000).
de turbulência. Mann et al. (2008), estudando o vento da CLA em uma área
de floresta através de um instrumento de LIDAR localizado a 0,5 km de um
mastro, utilizado como apoio à pesquisa, mostrou que é possível se obter bons
resultados, principalmente nas estimativas de velocidade e direção do vento.
14
2.2.4.1 Jatos (Noturnos) de Baixos Níveis
Os jatos de Baixos Níveis, também chamados Jatos Noturnos (JN), são um
fenômeno comum em CLN. O jato pode se intensificar quando há ventos termais
ou de declive opostos ao vento geostrófico de superfície. Os JN usualmente
coincidem com o topo da CLN, desde que ele também represente o nível máximo
no número de Richardson (ARYA, 2001). As características definidas por Stull
(1988) para o JN são de ventos com velocidade máxima de 10 a 20 m s
−1
,
usualmente ocorrendo entre 100 e 300 m acima da superfície. Kraus et al. (1985),
citado por Stull (1988), descreve as possíveis causas para o JN, entre outras,
como:
• Sistemas sinóticos (frentes frias);
• Circulações termicas secundárias (Brisa marinha);
• Oscilações inerciais;
Os JNs possuem características regulares da camada limite estável noturna
(CLE), durante condições não perturbadas sobre terrenos não montanhosos.
Eles são importantes para uma variedade de aplicações, incluindo a energia
eólica e transporte noturno na atmosfera. Indiretamente, os JN - especialmente
os que se formam abaixo de 200 m - são também importantes por gerar
cisalhamento entre o nível do jato e da superfície, sendo que este cisalhamento
tem um papel importante no controle de fluxos nessa camada (BANTA et al., 2002).
Na simulação dos JN, em um túnel de vento, considerando camada limite
estratificada estavelmente, Ohya et al. (2008) observaram uma quebra na
intermitência da turbulência gerada na parte mais baixa da CLE com alta
estabilidade. Esta ruptura tem origem longe da superfície e ocorre no transporte
de fluidos com uma velocidade relativamente baixa e alta temperatura, ou fluidos
com velocidade relativamente alta e baixa temperatura.
2.2.4.2 Erosão da CLN
Um outro aspecto importante na CLN sobre uma superfície é o da erosão da
CLN (ANGEVINE et al., 2001; SANTOS, 2005a; LAPWORTH, 2006; ANGEVINE, 2008).
Durante a noite com ventos calmos, a CLN é rasa e estável, com apenas fraca
15
turbulência intermitente. Depois do nascer do Sol, e o aquecimento da superfície,
ocorre a erosão da inversão termica noturna e a produção de uma camada
instável próxima à superfície. Santos (2005a) estimou o tempo de erosão de
aproximadamente 1 hora em latitudes tropicais (região Amazônica). No caso de
média latitudes Angevine et al. (2001) observaram que o tempo de erosão leva
cerca de mais de 3 horas. Obviamente que este tempo de erosão depende da
intersidade de inversão termica formada e dos fluxos de calor à superfície.
Em análise da erosão da CLN, Angevine (2008) encontrou em dois sítios, um
em Illinois/USA e outro em Cabauw/Holanda, intervalos de aproximadamente 1,6
horas após o Sol nascer para que o fluxo de temperatura virtual se torne positivo,
ou seja, iniciando a erosão da CLN. Para a erosão completa, definida como a
evolução dos turbilhões turbulentos até atingirem 200 m, leva cerca de 2,9 horas.
Ele concluiu que a advecção horizontal, divergência dos fluxos de radiação e
de turbulência e heterogeneidade da superfície são os principais fatores que
influenciam no aquecimento da camada a 50 m próxima a superfície, antes da
inversão do fluxo de temperatura, o que acelera a erosão da CLN.
Shaw et al. (2005), citando Doran et al. (2003), afirmam que uma região de
mistura vertical de poluentes é observada iniciando, aproximadamente, uma
hora antes do nascer do Sol. Este estudo é importante para o conhecimento da
transição diurna, pois o início da mistura ocorre quando o Sol aquece a superfície
e transforma a estratificação termodinâmica estável da noite na instabilidade
convectiva do dia. Analisando essa característica de mistura "prematura",
através de outros métodos, concluíram que os fluídos atmosféricos em áreas
urbanas, influenciados por terrenos complexos, podem ter efeitos inesperados
no transporte de poluentes. Essas mudanças nas espécies de misturas deve
também afetar subsequentes processos químicos.
2.3 Resultados anteriores obtidos em Rondônia
A Amazônia é uma região de muito interesse científico e muitos pesquisadores
a tem estudado nos ultimos anos. Mesmo assim, o conhecimento de muitos de
seus aspectos ainda é limitado, principalmente no estudo da CLN.
Fisch (1995) fez um estudo pioneiro e detalhado analisando as características
de perfis verticais de temperatura potencial e umidade, sobre áreas de floresta
16
e pastagem na região amazônica, com ênfase no estudo da CLA. Os dados
coletados ocorreram durante as campanhas da estação seca do RBLE 2 e
3, realizados em 1993 e 1994, respectivamente. Fisch (1995) observou que a
altura da CLC sobre a pastagem é maior do que sobre a floresta (cerca de
1000 m), devido à ocorrência de uma maior liberação de fluxo de calor sensível
pela superfície, causando um aumento maior na temperatura potencial vir tual
média da área de pastagem (1,4 K). No caso da CLN, ocorre o inverso, sendo
a altura mais pronunciada na floresta (diferença de altura de aproximadamente
105 m) devido, provavelmente, à maior turbulência mecânica: obteve vento mais
intenso na floresta, o que induz uma maior difusão vertical e, consequentemente,
deixando a CLN mais espessa.
Um outro estudo específico da CLN foi realizado por Santos (2005a) que
analisou sua estrutura e evolução, através de dados obtidos em épocas de
seca (RBLE 3) e chuva (LBA/TRMM) em 3 sítios: área desmatada (Fz. Nossa
Senhora Aparecida), floresta tropical (Rebio Jaru) e área de transição (Rolim de
Moura). Foi observado que a estrutura da CLN é melhor caracterizada durante a
estação seca, já que durante a estação úmida torna-se mais difícil caracterizar
e identificar padrões de comportamento na CLN, por causa de sistemas
atmosféricos de grande e meso-escala, que atuam com maior intensidade na
região. Muitas vezes, há interação com fenômenos de escala local, o que torna
ainda mais complicadas as observações. Quanto à evolução temporal durante
a estação seca, Santos (2005a), notou que a CLN é mais profunda sobre a
floresta, atingindo valores médios máximos de 420 m. Durante a estação úmida
as diferenças foram mais suavizadas - tanto entre sítios diferentes (floresta x
pastagem), como dentro de um mesmo sítio. 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.
Santos (2005a) analisou também a erosão da CLN e a ocorrência de JNs. Para
a erosão percebeu que o início da ocorrência foi por volta de 07 HL, em ambas
as estações e em ambos os sítios de floresta e pastagem. Em torno de 08 HL
da manhã, a CLN já se encontra erodida e uma camada de mistura (que se
apresenta um pouco mais rasa durante a época úmida do que na estação seca)
já pode ser observada. No sítio de Rolim de Moura, cujas análises só foram
realizadas para o período úmido, a erosão da CLN apresentou características
17
similares àquelas observadas na pastagem (FNS). Para o JN, durante a estação
seca, isto ocorre com maior frequência, possuindo uma altura média de 400 m;
na estação úmida, os JNs ocorrem mais alto, em aproximadamente 600 m.
Observando a transição entre os períodos da estação seca para chuvosa
(experimento DRY TO WET - AMC/LBA), Silva (2005) analisou o comportamento
geral da CLA no ano de 2002, em uma região de pastagem na Amazônia.
Dividindo em partes, estudou os dados de superfície, e as estruturas da CLN
e da CLC. Para os dados de superfície, Silva (2005), encontrou um pico da
radiação solar global às 11 HL; já a velocidade do vento atingiu seu máximo
no final da tarde com a velocidade média diária de 1,3 m s
−1
e de direção
noroeste. Para a análise da CLN, utilizou dados de radiossondas, balão cativo e
SODAR. Com a radiossonda obteve média das alturas de CLN de 330 m e 420 m,
respectivamente nas medições nos horários de 20 HL e 02 HL, com uma taxa de
crescimento de 15 m h
−1
. Através do balão cativo estimou médias de altura de 85
m no início da noite (17 HL) e a média do desenvolvimento máximo de 340 m no
fim da noite (5,5 HL). Já para o SODAR, a altura da CLN foi muito superestimada
com uma média diária de 738,4 m, representada pelo mínimo de 805 às 19 HL
e 743 m às 06 HL, as estimativas chegaram a apresentar valores de 3122 m às
01 HL. Essa discrepância, no geral 300% do balão cativo, foi associada por Silva
(2005) à metodologia utilizada. O método Remtec estima valores acima do limite
dos pulsos do SODAR; por esse motivo concluiu que a altura calculada pelo
software pertencia à camada residual, pelo fato da CLN não ser determinada por
uma inversão térmica, e sim, por uma mudança de estabilidade da atmosfera.
Na CLC, Silva (2005) utilizou as alturas das radiossondgens obtidas por Leite
(2004), que mostrou um padrão de altura média 373 m no início do dia (às 08
HL) e 1168 m no fim do dia (às 17 HL). No SODAR, apesar de superestimar a
altura em 100% às 08 HL, nos demais horários já se comporta com um padrão
mais semelhante.
Detalhando melhor o comportamento da CLC, Santos (2005b) analisou a
transição entre as estações na área de pastagem. Foram divididas em duas
fases as observações: Fase I para setembro e Fase II para outubro, tendo a
primeira fase 45% a menos de precipitação. Foi observado que a temperatura
foi maior cerca de 0,3
◦
C na Fase I, enquanto na Fase II a umidade prevaleceu.
Os ventos máximos não tiveram relação com as ocorrências de chuvas. Neste
18
trabalho as análises da CLC resultaram numa altura maior durante a Fase I com
uma média de 370 m, com um maior máximo de 2240 m em setembro. Concluiu
que este comportamento se deve à distribuição da precipitação, a qual diminuiu
tanto a quantidade de radiação solar incidente à superfície, quanto o fluxo de
calor sensível.
Alguns resultados em experimentos anteriores, obtidos por Fisch (1995) e Santos
(2005a), feitos na CLN, servirão de comparação para este trabalho e são
resumidos a seguir.
2.3.1 Fisch (1995)
O estudo de Fisch (1995) foi desenvolvido sobre uma área de floresta e pastagem
durante os experimentos do RBLE 2 e 3, em um período de estação seca. Na
Tabela 2.3 estão apresentados os resultados da CLN para a pastagem.
Tabela 2.3 - Valores da altura da camada limite (h
i
), Temperatura potencial virtual no
topo da camada (θv
hi
) e da descontinuidade da inversão térmica (∆θv) em
condições noturnas. Adaptado de Fisch (1995)
RBLE 2 RBLE 3
HL h
i
(m) θv
hi
(K) ∆θv (K) HL h
i
(m) θv
hi
(K) ∆θv (K)
20:00 140 305,3 8,5 18:00 70 306,7 2,6
23:00 150 303,9 9,2 19:00 120 305,9 6,0
02:00 200 303,8 10,6 21:30 160 305,3 7,9
05:00 240 303,9 11,6 00:00 190 304,6 8,5
- - - - 05:30 230 304,1 10,5
2.3.2 Santos (2005a)
Em Santos (2005a), a pesquisa foi desenvolvida separadamente para uma
estação seca e uma chuvosa, nos sítios de pastagem e floresta (experimento
WET AMC/LBA). Os resultados médios para a pastagem são mostrados na
Tabela 2.4.
Queiroz (2008) fez um estudo da CLA Amazônica em duas regiões (pastagem
e floresta nativa) nas épocas seca (RBLE3 em 1994), chuvosa (WET AMC/LBA
em 1999) e em transição entre saca e chuvosa (DRY-TO-WET AMC/LBA em
19
Tabela 2.4 - Valores da altura da camada limite (h
i
), Temperatura potencial no topo da
camada (θv
hi
), umidade específica (q) e da descontinuidade da inversão
térmica (∆θv) e intensidade da inversão (I) em condições noturnas. Na
pastagem durante a estação seca (a) e úmida (b). Adaptado de Santos
(2005a)
(a)
Pastagem - Estação seca
HL h
i
(m) θv
hi
(K) q (g kg
−1
) ∆θv (K) I (K km
−1
)
18:00 120 305,7 7,2 3,0 25,4
19:00 110 304,5 7,3 5,6 50,5
21:00 260 307,3 10,0 10,4 39,8
00:00 230 303,3 9,0 9,1 39,4
05:00 320 303,5 8,2 11,4 35,7
07:00 320 303,3 8,2 10,4 32,4
(b)
Pastagem - Estação úmida
HL h
i
(m) θv
hi
(K) q (g kg
−1
) ∆θv (K) I (K km
−1
)
19:00 210 302,3 17,6 3,0 14,1
21:00 207 300,4 17,7 2,6 12,6
22:00 264 301,7 17,5 3,5 13,4
01:00 227 301,0 17,7 3,0 13,2
04:00 235 300,8 17,8 3,5 15,0
07:00 156 299,9 17,9 0,6 4,0
2002). Focando a transição das camadas foi observado, na estação seca, que
há uma facilidade na separação entre o período diurno (CLC) e noturno (CLN)
em ambos os sítios. Já na chuvosa, na pastagem foi mais difícil observar esta
evolução. Durante o período de transição, foi observado que na floresta é mais
nítida essa separação entre CLC e CLN.
20
3 MATERIAIS E MÉTODOS
3.1 Materiais
Neste ítem serão abordadas as características da área a ser estudada,
descrevendo a região, climatologia do local, os equipamentos utilizados e as
técnicas/metodologias empregadas.
3.1.1 Descrição da área de estudo
3.1.1.1 Localização
O sítio experimental de área desmatada (pastagem) utilizado para a coleta
dos dados está localizado no município Ouro Preto do Oeste - RO, na região
sudoeste da Amazônia Brasileira, confor me mostrado na Figura 3.1. O projeto
RaCCI (Interação entre Radiação, Nuvens e Clima na Amazônia) foi realizado
no período de 15 de setembro a 30 de outubro de 2002, visando estudar
características de transição da atmosfera entre estações seca e chuvosa.
A área de pastagem, onde se realizaram as medições, situa-se na Fazenda
Nossa Senhora Aparecida (10
o
45’S; 62
o
22’O; 293m), situando-se a 15 km da
cidade de Ouro Preto do Oeste, em uma região de quase total desmatamento.
A fazenda é uma área destinada à pastagem para criação de gado, coberta por
vegetação rasteira gramínea (Brachiaria brizantha). Esta fazenda, característica
da região, tem sido utilizada em medidas de micrometeorologia, desde o projeto
ABRACOS, no inicio da década de 90.
3.1.1.2 Climatologia da região
A descrição do clima da região já foi anteriormente feita por Fisch (1995), através
da análise de precipitação e temperatura da região para um período de 10 anos
(1982-1992). Para a precipitação, observa-se que o período chuvoso ocorre du-
rante os meses de novembro a abril com precipitação superior a 200 mm mês
−1
,
sendo os meses de junho a agosto extremamente seco (precipitação inferior a
20 mm mês
−1
). Assim pode-se considerar a realização deste experimento como
sendo a transição entre os períodos seco e chuvoso, entre os meses de setem-
bro e outubro (ver Figura 3.2). A temperatura do ar mostra um ciclo sazonal tal
como a precipitação, apresentando o mês mais quente coincidindo com a tran-
21
Figura 3.1 - Mapa do estado de Rondônia e imagem de satélite da Fazenda Nossa
Senhora Aparecida.
Fonte: Adaptação de http://www.lba.iag.usp.br e Google Earth (2007).
sição (mês de outubro com aproximadamente 25,5
◦
C).
O clima da região, em Ji-Paraná - RO, no período do experimento (2002) foi
caracterizado por Santos (2005b) através de médias mensais dos parâmetros
de precipitação e temperatura do ar (máxima e mínima). O autor cita que o total
de precipitação para o mês de setembro ficou entre 50 e 100 mm, enquanto
no mês de outubro teve um aumento de 50% (ver Figura 3.3a e 3.3c). A
climatologia apresenta uma precipitação abaixo do normal (ver Figura 3.3b e
3.3d). A temperatura máxima, mais detalhada em Santos (2005b), tanto para
o mês de setembro quanto para o mês de outubro, ficou entre 32 e 34
o
C,
enquanto que as temperaturas mínimas situram-se entre valores de 16 e 20
o
C,
com anomalias praticamente nulas nos dois casos.
22
Figura 3.2 - Descrição climatológica (1982-1992) da região de Ji-Paraná (RO): precipi-
tação (a) e temperatura do ar (b).
Fonte: Extraído de Fisch (1995).
3.1.2 Dados
Durante o projeto RaCCI/LBA, foram feitas medições simultâneas dos elementos
climáticos principais por meio de: perfilamento de Balão Cativo (BC), Radios-
sondagens (RS), medições de superfície de Estação Meteorológica Automática
(EMA) e sondagens remotas através de um SODAR. Os dados sofreram um
processo de controle de qualidade, sendo que os procedimentos básicos de
verificação incluem a análise de consistência espacial e temporal e correção
de camadas superadiabáticas na atmosfera livre. A série de dados obtida pelos
instrumentos utilizados neste trabalho é demonstrada na Figura 3.5.
A organização dos mesmos podem ser vistos na Tabela 3.1a e sua disposição
para o horário de ocorrência da CLN (18 HL às 8 HL) e para a erosão (8 HL às
10 HL) na Tabela 3.1b.
3.1.2.1 Balão Cativo
O balão cativo possibilita uma observação detalhada da CLN até uma altura
de aproximadamente 500 m, por realizar medidas com resolução vertical de 10
m. Os perfis foram obtidos pelo Sistema de Aquisição de Dados Atmosférico
(ADAS - "Atmospheric Data Acquisition System") da A. I. R. Inc. (EUA) que
coletou informações sobre temperatura do ar seco e úmido (com ventilação
23
Figura 3.3 - Precipitação total mensal e anomalia para setembro (respectivamente "a"e
"c") e outubro (respectivamente "b"e "d") de 2002.
Fonte: WWW.cptec.inpe.br/clima/monit/monitor_brasil.shtml.
forçada) com resolução de 0,1
o
C, pressão atmosférica (barômetro aneróide) em
uma resolução de 0,1 hPa, velocidade (anemômetro de conchas), 0,1 m s
−1
,
e direção (bússola magnética) do vento. Houveram 61 içamentos de BC, que
foram operados na fazenda Nossa Senhora Aparecida no período de 20 a 30 de
outubro nos horários de 18, 19, 20, 21, 22, 23, 00, 01, 02, 03, 04, 05, 06, 07, 08,
09 e 10 hora local (HL).
24
Figura 3.4 - Lançamento de Radiossonda, instrumento de SODAR e Balão Cativo na
pastagem.
Fonte: Relatório n
o
. 1 do projeto RACCI/LBA.
Tabela 3.1 - Número total de medidas para cada instrumento no período do experimento
RaCCI/LBA na área de pastagem (a) e no horário das 18 HL às 10 HL
(b), definido como de desenvolvimento da CLN mais sua erosão. RS -
Radiossonda; EMA - Estação Meteorológica Automática; BC - Balão Cativo.
(a)
Set Out Nov
RS 74 133 6
EMA 696 1488 216
SODAR 707 1042 54
BC 0 66 0
(b)
Set Out Nov
RS 49 90 3
EMA 474 1023 153
SODAR 494 719 34
BC 0 61 0
3.1.2.2 Estação Meteorologica Automática
Foi utilizada uma Estação Meteorológica Automática (EMA) para as medidas dos
elementos climáticos de superfície, com medidas a cada minuto de: fluxo de
radiação solar incidente e saldo de radiação, fluxo de calor conduzido ao solo,
temperaturas do ar (bulbo úmido e seco, com ventilação forçada), velocidade
e direção do vento, umidade relativa e precipitação. A EMA estava situada a
cerca de 200 m de distância do local de lançamento das radiossondas e do balão
cativo, coletando dados no período de 16 de setembro a 5 de novembro de 2002.
3.1.2.3 Radiossonda
As radiossondas (RS) utilizadas foram do modelo Digicora (MW12) da Vaisala
(Finlândia). O sistema de radiossondagem utilizou a sonda as RS80-15G, que
25
Figura 3.5 - Dados disponíveis pelo experimento LBA/Racci 2002.
26
coletou informação de temperatura de ar na resolução de 0,1
o
C (termistor TER-
MOCAP), umidade relativa através de um capacitor eletrônico de carbono (HU-
MICAP) com resolução de 1%, pressão atmosférica (BAROCAP) com resolução
de 0,1 hPa. Os ventos (velocidade e direção) foram medidas por um sistema
de posicionamento global (GPS), com freqüência de transmissão de dados entre
400 e 406 MHz. Os lançamentos ocorreram em seis horários distintos (02, 08, 11,
14, 17 e 20 HL); entretanto, serão utilizadas neste estudo apenas as sondagens
das 20, 02 e 08 HL, por caracterizarem a CLN.
3.1.2.4 SODAR
O sodar instalado na pastagem é da marca REMTECH (França), do modelo PA2,
com alcance máximo de 1500 m de altura. O equipamento é monoestático e
funciona com uma potência de 10W e freqüência aproximada de 2kHz, a antena
emissora/receptora tem uma área de 1,96m
2
. Em sua operação foram obtidos
perfis de velocidade e direção do vento, velocidade vertical, desvio padrão das
componentes zonal, meridional e vertical, estrutura de turbulência (CT
2
) a cada
30 minutos com espaçamento vertical de 50 m. As resoluções das medidas de
vento foram de 0,2 m s
−1
para a velocidade e 3
o
na direção horizontal, enquanto
na vertical o instrumento tem uma precisão de 0,5 m s
−1
. Além desses perfis,
o software também fornece uma estimativa da altura da inversão térmica e
uma classificação de estabilidade termodinâmica. Sua operação foi praticamente
continua desde 6 de setembro até 3 novembro de 2002.
3.2 Metodologia
O estudo foi feito através de análises de observações da CLN realizadas durante
o experimento RaCCI/LBA, com o intuito de verificar as características da CLN e
a sua erosão e da possível ocorrência de JBNs na CLN.
3.2.1 Características médias
Analisar-se-á detalhadamente os perfis verticais de temperatura potencial (θ),
umidade específica (q) e das variáveis medidas à superfície, para avaliar a
evolução temporal da CLN desde a sua formação próximo ao por-do-sol e seu
desenvolvimento, bem como sua erosão, após o nascer-do-sol.
Os perfis verticais de θ e q serão interpolados em intervalos de 10 m para
27
os dados de balão cativo e agrupados de acordo com o horário do perfil.
Serão então calculados os perfis médios para cada horár io, sendo que as
características médias da CLN serão determinadas a partir destes perfis.
As características a serem observadas serão: altura da CLN (hi) - definida como
a altura na qual o gradiente 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); θ
hi
como a temperatura no topo da camada, isto é a temperatura na altura
hi. A diferença entre θ
hi
e θ
s
, onde o subscrito "s"significa superfície, determina
a descontinuidade térmica (∆θ). A intensidade térmica, dada em K m
−1
, é igual
à ∆θ dividida pela espessura da camada (isto é, ∆θ/hi). Por fim, a velocidade do
vento (V) na altura da CLN.
Uma outra abordagem do cálculo de altura da CLN foi a determinação da altura
do vento do vento máximo obtido pelo SODAR. Este método de observação foi
sugerido por Stull (1988), devido ao fato que o SODAR calcula a CM (ou CR
durante à noite) segundo Silva (2005).
3.2.2 Erosão da CLN
A análise da destruição da CLN (erosão), que ocorre após o nascer do Sol
com o aquecimento da superfície erodindo a inversão térmica noturna, dar-se-á
através da verificação dos horários em que ocorre a quebra da inversão térmica
noturna, no ato em que a mistura convectiva começa a se desenvolver. Utilizando
o método gráfico, no qual a altura (hc) da CLC durante a erosão é determinada
pelo ponto de intersecção entre o perfil com características noturnas (próximo
de 07HL) e o primeiro perfil diurno (entre 08 HL e 08:30 HL) - no qual uma rasa
mistura convectiva já pode ser identificada - como esquematizado na Figura 3.6.
Propõe-se, então, a análise da erosão a partir do horário do nascer do Sol (Tabela
3.2) até o cruzamento do fluxo de temperatura virtual da superfície (do negativo
ao positivo), determinando assim, o tempo para que a erosão da CLN se inicie.
O aquecimento da CLN (∂θ/∂t) foi calculado segundo a metodologia usada por
Vernekar et al. (1993), Fisch (1995) e Santos (2005a), a saber:
∂θ
∂t
= −
∂
∂z
(w
θ
) + F . (3.1)
28
Figura 3.6 - Esquema dos perfis de temperatura potencial nos horários de 07 e 08 HL. A
área hachuriada representa o aquecimento da camada.
Fonte: Adaptado de Fisch (1995).
Tabela 3.2 - Nascer e ocaso do Sol, em hora local, no período de 20 a 30/10/2002, na
área de pastagem da Fz. Nossa Senhora Aparecida.
Dia Nascer Ocaso
20 05h43m 17h05m
21 05h42m 17h05m
22 05h42m 17h05m
23 05h41m 17h06m
24 05h41m 17h06m
25 05h41m 17h06m
26 05h40m 17h06m
27 05h40m 17h06m
28 05h39m 17h06m
29 05h39m 17h07m
30 05h39m 17h07m
É representada pelo fluxo de energia liberado (w
θ
) e a fonte de calor para
o aquecimento da camada (F ). Nestas análises, em particular, os processos
fonte/sorvedouro são os transportes advectivos, sendo a contribuição do termo
radiativo desprezada, já que tem pouca influência no balanço geral. Integrando
a equação 3.1 desde a superfície até a altura h e fazendo a discretização dos
termos, obtém-se:
29
h
i=0
∂θ
∂t
∆z
i
= (w
θ
)
s
− (w
θ
)
b
+ F ∆z, (3.2)
admite-se que os subscritos s e b são referentes aos fluxos de energia em
superfície e no topo da camada (associado ao entranhamento), respectivamente.
Assume-se então que o fluxo de entranhamento (w
θ
)b seja nulo, devido à forte
inversão térmica próximo à superfície, e a equação 3.2 transforma-se em:
h
i=0
(θ(08hl) − θ(07hl))∆z
i
= (w
θ
)
s
+ F ∆z∆t. (3.3)
3.2.3 Análise dos perfis de vento
Os perfis de vento serão analisados para determinar as características da tur-
bulência noturna (crescimento e decaimento). Utilizar-se-ão dois métodos para
identificar os diferentes modos de regimes de estabilidade da CLN: o número de
Richardson (eq. 3.4) e o parâmetro de Monin-Obukhov (eq. 3.5). O pr imeiro é
um importante indicador adimensional da estabilidade, muito usado para verifi-
cação de características da CLA, que representa a relação entre a produção de
turbulência pelo empuxo térmico e pelo cisalhamento mecânico (ARYA, 2001).
R
i
=
g
T
∂Θ
∂z
∂V
∂z
−2
, (3.4)
onde g é a aceleração da gravidade (9,8 m s
−2
), T é a temperatura média da
camada; ∂θ é a variação da temperatura potencial; ∂z a variação da altura;
e ∂V a variação vertical da velocidade do vento. O termo g/T é conhecido
como o parâmetro de flutuabilidade. A vantagem deste método é que ele possui
gradientes de quantidades médias facilmente mensuráveis, sendo que Ri > 0
representa uma estratificação estável; Ri = 0 uma representação neutra; e Ri
< 0 uma estratificação instável. Estudos teóricos e de laboratório sugerem um
valor crítico do número de Richardson igual a 0,25, acima do qual o escoamento
turbulento torna-se laminar (ARYA, 2001).
Os parâmetro de Monin-Obukhov (ζ), é um melhor indicador de estabilidade,
30
devido à inclusão de um ter mo de fricção causada pela rugosidade. O parâmetro
ζ é determinado a partir de variáveis de escala da camada próxima da superfície
(ou seja, a partir de variáveis de escala da Camada Limite Superficial), a saber:
ζ =
z
L
=
z
−u
3
∗
/k
g
T
o
H
o
ρC
p
=
g
T
o
(w
θ
)
s
−u
3
∗
kz
, (3.5)
onde u
∗
é a velocidade de fricção, k a constante de Von Karman (≈ 0,4) e
(w
θ
)
s
o fluxo de calor a superfície. Considerando a estabilidade próxima à
superfície, esse parâmetro possui mais utilidade do que Ri, tendo L (comprimento
de Obukhov) como constante através da CLS. Por tanto, pode-se considerar
os seguintes critér ios de estabilidade, baseados no sinal de ζ a saber: ζ > 0,
estabilidade; ζ = 0, neutralidade; e ζ < 0, instabilidade.
Foi adotada a metodologia proposta por Mahrt et al. (1998) e utilizada por Santos
(2005a) para a análise do parâmetro ζ, considerando a dependência da CLN que
identifica os regimes de estabilidade da seguinte maneira:
a) Durante o Regime Pouco Estável (RPE) - no qual, 0 < z/L ≤ 1 - o
fluxo negativo de calor aumenta (em valor absoluto) a medida que z/L
aumenta, sendo 1 o limite máximo do parâmetro estabilidade neste
regime.
b) No Regime de Transição (RT) - em que 1 < z/L ≤ 2 - o fluxo de
calor experimenta uma oscilação brusca, decrescendo e aumentando
(em valor absoluto) rapidamente, a medida que z/L aumenta, ate atingir
um segundo máximo. Neste estágio e comum verificar períodos de
intermitência.
c) E para o Regime muito estável (RME) - z/L > 2 - apos o breve período
de oscilação, o fluxo de calor volta a decrescer (em valor absoluto),
desta vez lenta e continuamente, tendendo a zero, ate a situação em
que z/L voltar a apresentar valores típicos da fase instável.
A constante representa o valor de ζ no qual se observa um máximo valor de
fluxo de calor negativo.
31
A partir da análise de ζ e de Ri, pode-se então observar o nível de acoplamento
entre a superfície e a CLN.
Foi também realizada uma análise dos perfis obtidos a partir das radiossonda-
gens para verificar a ocorrência de Jatos Noturnos (JN), caso tenham ocorridos
durante o período. O JN tem sido um assunto de pesquisa em todo o mundo:
América do Sul (CARNEIRO, 2005), América do Norte (ARRITT et al., 1997), África
(KELBE, 1988), Oceania (KEENAN et al., 1989) e Ásia (TAO; CHEN, 1987).
A definição dos JN é de uma estreita corrente de ar, movendo-se rapidamente,
com máximos na velocidade do vento entre aproximadamente 10 a 20 m s
−1
,
e em geral localizados de 100 a 300 m acima da superfície (STULL, 1988). Um
jato da camada limite é assim denominado quando esta corrente de jato ocorre
nos primeiros 1 - 2 km acima da superfície (SANTOS, 2005a). Apesar de outros
estudos utilizarem vários outros critérios, limitando a velocidade do vento e a
altura, neste trabalho adotou-se os mesmos que Andreas et al. (2000) e Santos
(2005a), onde o JN ocorre sempre que houver um perfil característico de jato
que apresente um máximo local de vento maior ou igual a 5 m s
−1
ocorrendo nos
primeiros 1000 m a partir da superfície e que tenha pelo menos um cisalhamento
de 1,5 s
−1
tanto para níveis acima como abaixo do jato.
A verificação dos JNs se deu com a análise de 132 perfis de vento obtidos pelas
radiossondas, durante o período noturno, observando a ocorrência de máximos
na velocidade do vento e no cisalhamento do vento. Analisar-se-á as direções
predominantes destes máximos, identificando os regimes de vento.
3.2.4 Comparação dos dados
Por fim, foi feita uma comparação entre os dados coletados pelo balão cativo,
radiossonda e SODAR, com o objetivo de estimar a evolução da CLN. Visa-se
também verificar melhor o comportamento da CLN antes, durante e depois da
ocorrência de chuvas locais e também de características da CLN com melhor
precisão.
As comparações irão compreender as análises das temperaturas potenciais (θ),
umidade específica (q), estimativa da altura da CLN e da inversão térmicas
(∂θ/∂z).
32
4 Resultados
4.1 Análise das caracteristicas médias da CLN
4.1.1 Análise de 20 a 30 de outubro
A seguir, serão apresentados os resultados das principais características da
CLN para a região de pastagem durante um período de 11 dias, de 20 a 30 de
outubro, do experimento RaCCI/LBA. Esse curto período de outubro se dá pelos
içamentos do Balão Cativo, que fornecem maiores detalhamentos da atmosfera,
terem sido realizados nesses dias, possibilitando assim uma melhor análise.
4.1.1.1 Estação Meteorológica Automática
Os ciclos médios na superfície durante os dias de 20 a 30 de outubro de 2002,
podem ser vistos na Figura 4.1. As análises desses ciclos são representadas
pelas características horárias média da temperatura potencial (θ
s
), umidade
específica (q), velocidade do vento (V), saldo de radiação (Rn) e a precipitação
total horária.
A temperatura do ar (Figura 4.1) teve um comportamento clássico, com o valor
mínimo pouco antes do nascer do Sol com 295,7 ± 0,6 K (05 HL) e máximo
entre 12 e 13 HL (306,7 ± 1,9 K), com uma amplitude diária de 11,0 K. No
período noturno, das 18 às 05 HL, houve um resfriamento médio de 0,5 K h
−1
.
A partir das 05 HL, ocorreu um aquecimento das até às 06 HL de 1,0 K h
−1
.
A umidade específica apresentou um pequeno decréscimo no período noturno
(média de -0,1 g kg
−1
h
−1
), provavelmente devido a formação de orvalho. Um
fato interessante é o acréscimo de vapor d’água no intervalo das 5 HL às 7 HL,
devido ao nascer do Sol, que provoca o inicio da evaporação. O valor médio da
umidade específica nesse período foi de 18,3 ± 0,8 g kg
−1
.
A velocidade do vento atingiu seus valores máximos à tarde (velocidade de 2,3
± 1,4 m s
−1
às 13 HL) e mínimos à noite (velocidade de 0,4 ± 0,5 m s
−1
às 5
HL). Entretanto, há uma grande variabilidade deste elemento climático ao longo
do dia, demonstrado pelo desvio-padrão.
O saldo de radiação máximo foi observado às 10 HL com 700,5 ± 368,1
W m
−2
, sendo que a ocorrência de precipitação e nebulosidade alteram o
33
comportamento da curva entre 10 e 16 HL. A perturbação da média no inicio do
período diurno é caracterizada por desvios padrões crescentes até o meio dia (12
HL) que apresentou uma radiação de 622,0 ± 495,0 W m
−2
. Entretanto das 13 as
16 HL, os desvios padrões caem bruscamente mostrando um padrão e indicando
que a precipitação nesses horários foram maior devido a menor radiação que
atingiu a superfície nesses horários (aproximadamente 508,7 ± 205,5 W m
−2
).
No inicio do período noturno, entre 17 e 18 HL, também ocorreram alterações
consideráveis de -4,3 ± 58,2 W m
−2
e -46,8 ± 24,1 W m
−2
, pelos mesmos
motivos da variação no período da tarde. No resto da noite (18 às 06 HL) o
Rn foi quase constante das 21 às 05 HL com um valor típico de -32,2 W m
−2
.
A precipitação predominante de origem convectiva ocorreu durante o período
vespertino (13 à 18 HL), com traços de precipitação à noite (entre 1 e 2 HL e
entre 5 e 6 HL). A maior quantidade de água precipitada ocorreu às 14 HL do dia
20/10, com 24,2 mm de um total de 47,0 mm no período de análise (20 a 30 de
outubro). Na Figura 4.1 apresenta também a quantidade de eventos (dia) que as
precipitações ocorreram e nota-se que a precipitação foi uma variável irregular
nesse período de 11 dias.
4.1.1.2 Balão Cativo
Para as análises com o BC, foram utilizados 50 perfis obtidos a partir dos
içamentos, dos quais 41 foram usados na estimativa da CLN e na deter minação
de suas características. Os dados apresentados na Tabela 4.1 são os horários
que tiveram mais de 4 içamentos, entretanto os demais foram utilizados nas
análises. Com relação à variável vento, o número de içamentos foi reduzido
para 18, por causa de falhas nas medições: em alguns momentos o instrumento
(anemômetro de concha) se enroscava no cabo de içamento, resultando em
velocidades de 0,0 m s
−1
em altos níveis.
Pode-se ainda observar, que a CLN iniciou com uma média de 95,2 ± 32,2 m (às
18 HL), aumentando sua espessura até um valor de 247,2 ± 78,3 m no início da
manhã seguinte (às 8 HL). Nota-se claramente um crescimento bem acentuado
entre 17 e 18 HL, atingindo 95 m e intensificando-se ao longo da noite. Entre 05
e 08 HL, a CLN aumenta pouco (70,7 m) em 3 horas aproximadamente. A maior
altura observada foi no dia 27, às 8 HL, alcançando 329,0 m. Neste dia foram
observadas apenas poucas células convectivas na área, sendo considerado uma
noite de céu limpo e, por conseguinte, de desenvolvimento clássico.
34
Figura 4.1 - Ciclos diários médios da temperatura potencial na superfície (θs), umidade
específica (q), velocidade do vento (V), saldo de radiação (Rn) e precipitação
total obtidos com a EMA, no período de 20 a 30 de outubro de 2002.
Os resultados obtidos com o BC foram comparados com os obtidos por Santos
(2005a), que analisou dados (Tabela 2.4) obtidos em experimentos feitos em
períodos seco (RBLE3) e úmido (WetAMC-LBA) e com Fisch (1995), que
investigou dados (Tabela 2.3) obtidos em períodos secos de diferentes épocas
(RBLE2 e RBLE3). Embora os estudos de Fisch (1995) e Santos (2005a) tenham
sido para os sítios de floresta e de pastagem na região de Rondônia, este estudo
está se concentrando somente na pastagem.
35
Tabela 4.1 - Valores médios da altura da CLN (hi), temperatura potencial no topo da CLN
(θ
hi
), umidade específica (q), descontinuidade térmica (∆θ), intensidade da
inversão térmica (I), temperatura potencial na superfície (θ
s
) e velocidade do
vento (V).
Hora N
◦
hi θ
hi
q ∆θ I θ
s
V
Local perfis (m) (K) (g kg
−1
) (K) (K km
−1
) (K) (m s
−1
)
18:00 5 95,2 ± 32,2 301,6 16,2 1,8 19,9 299,8 2,6
19:00 4 114,3 ± 18,5 302,3 16,5 2,8 25,2 299,5 4,8
5:00 7 176,5 ± 38,4 297,5 15,3 3,3 18,5 294,3 2,7
7:00 5 217,4 ± 60,7 300,2 15,9 2,6 11,0 297,6 3,6
8:00 8 247,2 ± 78,3 300,9 16,3 0,7 3,0 300,1 3,3
As alturas da CLN apresentadas na Tabela 4.1 tiveram maior semelhança com as
alturas da época seca definida por Fisch (1995), principalmente com os dados do
experimento RBLE3: os dados do RaCCI mostram uma diferença de +25,2 m no
início da noite (18 HL), ao passo que, antes do nascer do Sol (5 HL), apresenta
uma diferença de -53,5 m.
Entre as temperaturas observadas no topo da camada (θ
hi
), o valor das 21 HL
(302,5 K) foi o maior encontrado, provavelmente devido ao número menor de
dados, uma vez que o dia 27/10 teve condições de céu limpo, assim neste dia
não houve precipitação local. As energias do saldo de radiação foram bastante
intensas durante o período diurno, o que gerou maior liberação de energia para
a atmosféra da superfície durante a noite. Já para todo o período, a temperatura
no topo da camada teve uma diferença média de -5,3 K (mais fria) em relação ao
da estação seca, comparação feita tanto com os dados de Fisch (1995), quanto
com os de Santos (2005a), e -1,5 K (também mais fria) da estação úmida. Já
a menor temperatura foi às 23 HL (296,7 K), também obtida a partir de dois
içamentos, que apresentou algumas células de desenvolvimento profundo no dia
23/10, mas sem precipitação, e o dia 26/10 já apresentou temperatura clássica.
A inversão térmica foi mais forte às 00 HL (com 34,8 K km
−1
), indicando uma
grande estabilidade da CLN nesse horário. A inversão na transição (20,5 K km
−1
),
com relação às pesquisas de Santos (2005a), constatou uma inversão de menor
ordem com a época seca (37,2 K km
−1
), enquanto que com a época úmida (12,1
K km
−1
) foi maior. A tendência horária é de iniciar a formação da CLN com valores
de inversão próximos da época seca (18 HL) e terminar (8 HL) próxima à úmida.
36
Na Figura 4.2a estão expostas as taxas de aquecimento/resfriamento da
superfície, onde se observa um máximo de resfriamento ocorrendo às 22 HL
(-3,4 K h
−1
) e o aparecimento de aquecimento ainda durante a noite, às 21 HL
(2,0 K h
−1
). O nascer do Sol ocorreu por volta das 5:40 HL. Essa variação brusca
pode ser causada pela diferença existente no número de içamentos (ver Tabela
4.1). Nota-se, exceto nos horários de grandes variações, que há uma tendência
fraca de aquecimento após o nascer do sol, provavelmente caracterizada pela
ocorrência de precipitação total de 0,2 mm nos horários de 6 e 7 HL, no período
de 20 a 30 de outubro. Na Figura 4.2b, que apresenta o vento médio, a velocidade
do vento variou entre 1,7 m s
−1
(2 HL) e 4,8 m s
−1
(0 HL), com as maiores
velocidades desde o início da noite (18-0 HL).
Figura 4.2 - Taxa média diária de aquecimento/resfriamento de superfície (a) e média
diária da velocidade do vento (b) durante o experimento RACCI/LBA 2002.
Na Figura 4.3 é possível observar que a obtenção da altura da CLN é algo
37
de grande dificuldade, tendo em vista que Fisch (1995) e Santos (2005a)
encontraram resultados distintos para o RBLE3. Vale salientar que eles utilizaram
métodos diferentes. Ao utilizar θ
v
no lugar de θ, Fisch (1995) apresentou
uma diferença dos valores de Santos (2005a) de aproximadamente 20% ao
analisarem pelo gradiente térmico. No geral, comparando as alturas da CLN,
pode-se ver que, nesse período (estação de transição), houve uma maior
semelhança com a estação seca, mas o desenvolvimento no fim da noite (5-
8 HL) é menor que o registrado para todas as observações da estação seca.
Outra característica interessante nas médias horárias é que a época da transição
apresentou um comportamento mais estável durante toda a noite, já que se nota
uma tendência de desenvolvimento para a época seca e decrescente para a
úmida, disposição mais estável das alturas, já que não variam tanto durante à
noite.
Figura 4.3 - Comparação das Alturas da CLN obtidas no período de transição do
experimento RaCCI/LBA (RaCCI(BC)), com os experimentos estudados por
Santos (2005a): RBLE3 (Santos (seca)) e WetAMC-LBA (Santos (úmida)) e
por Fisch (1995): RBLE2 (Fisch (RBLE2)) e RBLE3 (Fisch (RBLE3)).
a) Análise do balão cativo com 2 sensores
Outra análise realizada com os dados obtidos pelos içamentos do balão cativo
foi a interpretação de perfis de temperatura, umidade e ventos (velocidade e
direção) utilizando-se de dois sensores acoplados no mesmo balão (Figura 4.4).
Essa verificação da diferença entre os instrumentos no mesmo balão teve a
38
intenção de analisar a capacidade desse método de obter uma melhor resolução
vertical e de ter medidas instantâneas do gradiente vertical. Na Tabela 4.2 são
mostradas as médias das diferenças, obtidas de 17 içamentos nos horários de
18, 19, 20, 06, 07 e 08 HL. A metodologia considerada foi a de determinar as
diferença dos valores entre o instrumento superior e inferior, nesta ordem.
Figura 4.4 - Balão cativo com dois instrumentos acoplados.
As diferenças entre os sensores foram pequenas, sendo as médias positivas
apenas no cálculo de ∆q, indicando um acréscimo das características num
tempo aproximado de 1 min. (0,4 ± 0,9 g kg
−1
). Já para os dados de temperatura
(∆θ) e vento (∆V e ∆D) resultou em médias negativas, ou seja, um decréscimo
de -0,4 ± 1,5 K, -0,6 ± 1,2 m s
−1
e -3,4 ± 26,6
◦
, respectivamente. Ressalta-se a
alta variabilidade dos dados, expressando uma variação maior que a resolução
dos instrumentos, num curto espaço de tempo.
Além de se observar a ocorrência das maiores variações na média dos dados
de direção do vento (-3,39 ± 26,64
◦
), também em caráter diário, observa-se
na mesma característica uma maior distinção no dia 24/10 às 8 HL (-87,83 ±
26,64
◦
). Neste dia (24/10) ocorreu tanto a menor discrepância (7 HL), quanto a
maior (8 HL) considerando todas as características (Figuras 4.5 e 4.6). O dia em
questão foi de céu claro com desenvolvimento de alguns cúmulos rasos, mas foi
constatado pelos boletins meteorológicos que houve ocorrência de queimada,
o que pode ter causado essas alterações na atmosfera e feito os sensores
captarem variações mais rápidas.
Analisando a altura da CLN através das diferenças entre os dois instrumentos
(Figuras 4.5, 4.6, 4.7 e 4.8) há uma diferença de aproximadamente -1,0 ± 9,7 m
entre eles, mas houve casos que chegaram a -22,0 m como em 24/10 às 8 HL.
39
Tabela 4.2 - Média da variação das principais características nos içamentos com dois
sensores nos balões cativos. Variação de temperatura potencial (∆θ),
umidade específica (∆q), velocidade (∆V) e direção (∆D) do vento. Dados
do experimento RaCCI/LBA.
Dia HL ∆T ∆q ∆V ∆D
20 18:00 0,2 0,4 -0,2 -19,1
23 06:00 -0,1 -0,6 -0,1 -5,9
24 07:00 -0,2 0,3 -4,4 0,9
24 08:00 -3,6 1,6 -1,7 -87,8
24 19:00 - - 0,0 23,3
25 07:00 0,7 -0,4 -0,8 18,9
25 08:00 - - -0,7 4,9
25 19:00 - - -0,2 14,0
25 20:00 - - 0,0 23,1
26 07:00 - - -0,6 2,7
27 07:00 - - 0,1 -9,9
27 08:00 -0,4 - -0,1 4,9
27 17:00 - - 0,1 -10,3
27 18:00 0,5 1,4 -0,0 -10,2
28 07:00 - - -0,1 -0,3
Média -0,4 0,4 -0,6 -3,4
DP 1,5 0,9 1,2 26,6
Isso ocorre pela rápida variação das características atmosféricas, que se alteram
em curto espaço de tempo. Apesar disso a utilização de dois sensores possibilita
uma maior certeza na obtenção das alturas da CLN, como no caso da única
altura semelhante entre os instrumentos constatada no dia 27/10 às 8 HL (329,0
m), horas depois de uma precipitação de 0,2 mm que ocorreu às 6:30 do mesmo
dia.
4.1.1.3 Radiossonda
A radiossonda apesar de um ser um instrumento muito útil no estudo da CLN,
até mesmo devido ao maior número de lançamento em comparação com outros
equipamentos (balão cativo e kytoon), não é o instrumento ideal para realizar
análises da CLN devido a taxa de ascensão do balão ser muito rápida e a
espessura da camada ser aproximadamente de 200 a 300 m.
As medidas de RS possibilitaram as análises de 26 perfis noturnos. Foram
40
analisados perfis de radiossondagem às 20 HL, representando o início das
condições de estabilidade atmosférica, às 02 HL representando as condições
da atmosfera no meio do período noturno e às 08 HL para caracterizar a erosão
da CLN e o início da formação da CLC.
Para comparação da CLN da RS foram utilizados os resultados obtidos por
Fisch (1995) na estação seca - RBLE 2, por Rocha (2003) na estação úmida -
no experimento TRMM/LBA e por Silva (2005) para este mesmo experimento.
Figura 4.5 - Perfis dos instrumentos acoplados ao balão cativo: temperatura potencial
(θ), umidade específica (q), velocidade (V) e direção (D) do vento. O 1
o
instrumento (superior) é determinado pela linha azul e o 2
◦
instrumento
(inferior) pela vermelha.
41
Os autores, nos trabalhos citados, utilizaram metodologias semelhantes para
estimar a altura da CLN, ou seja, a altura é determinada no nível que a atmosfera
passa de estável (dθ/dz > 0) para neutro (dθ/dz
∼
=
0). Os dados do experimento
RBLE3 e os resultados obtidos por Santos (2005a) não foram aproveitados nesta
análise, pois as sondagens não foram realizadas nos mesmos horár ios que as
demais.
Na Tabela 4.3 foram confrontadas as estimativas da altura da CLN com os
trabalhos descritos acima. A diferença entre as alturas deste trabalho e aquelas
obtidas por Silva (2005) é o intervalo do período analisado: neste trabalho
apresentam-se os valores no período de 20 a 30 de outubro, referente ao tempo
de içamentos do BC, enquanto que
Silva (2005) mostra todo o conjunto de
dados do experimento LBA/RACCI (setembro e outubro de 2002). Confrontando
a média das alturas nesse período com as obtidas para as estações seca (FISCH,
1995) e úmida (ROCHA, 2003), houve uma aproximação maior da altura com as
alturas encontradas por Fisch (1995), apenas 43,9 m maior que a estação seca,
o que diferiu do resultado obtido por Silva (2005) com os dados completos, que
encontrou uma aproximação maior com a estação chuvosa.
Analisando os dados de um ciclo completo de um dia entre o entardecer do dia
23/10 até o início da manhã do 24/10, a CLN cresce de 273,9 m às 20 HL até
alcançar 314,7 m às 2 HL, desenvolvendo-se ainda até a altura máxima de 433,2
m às 8 HL. De acordo com os boletins de análise e previsão meteorológicas feitas
diariamente durante o experimento, foi observado que não ocorreu precipitação
durante à noite ou de dia. No dia 23/10, ocorreu a formação de células profundas,
enquanto no dia poster ior (24/10) houve apenas o desenvolvimento de cúmulos
rasos.
Tabela 4.3 - Comparação entre as alturas da CLN: obtidas neste trabalho através das
radiossondagens (RaCCI (RS)) com os resultados de Silva (2005), também
no experimento RaCCI/LBA (Dry to Wet), Fisch (1995), RBLE2 na estação
seca, e Rocha (2003), experimento TRMM/LBA na estação úmida.
Hora hi (m)
Local RaCCI (RS) Fisch (RBLE2) Rocha (TRMM) Silva (2005)
20 174,7 140,0 253,0 330,0
2 253,1 200,0 345,0 420,0
8 348,2 * * *
45
Os valores médios, Tabela 4.4, para a umidade específica entre os horários
das radiossondas foi de 12,3 g kg
−1
, enquanto Rocha (2003) encontrou para
o período de janeiro a fevereiro de 1999 (no experimento TRMM - WetAMC/LBA)
cerca de 16,6 g kg
−1
(diferença de 4,3 g kg
−1
). A descontinuidade térmica teve
uma intensificação considerável de 20 HL (1,8 K) para 2 HL (3,5 K), o que
representa que nesse período a CLN possuiu bastante estabilidade, entre esses
horários a taxa de aquecimento foi de -0,4 K h
−1
(resfriamento). Após esse
horário, a taxa de aquecimento até as 8 HL foi inversa, mas de mesma proporção
0,4 K h
−1
, mostrando um aquecimento da superfície por causa da influência do
Sol durante a manhã. A velocidade dos ventos atingiu um valor médio bastante
alto de 5,7 m s
−1
às 2 HL.
Tabela 4.4 - Valores médios da altura da CLN (hi), temperatura potencial no topo da CLN
(θ
hi
), umidade específica (q), descontinuidade térmica (∆θ), intensidade da
inversão térmica (I), temperatura potencial na superfície (θ
s
) e velocidade do
vento (V).
Hora N
o
hi θ
hi
q ∆θ I θ
s
V
Local perfis (m) (K) (g kg
−1
) (K) (K km
−1
) (K) (m s
−1
)
20 10 174,7 ± 107,1 303,0 13,3 1,8 7,3 301,2 4,3
2 11 253,1 ± 104,2 302,3 12,7 3,5 13,2 298,8 5,7
8 7 348,2 ± 119,5 302,5 10,8 1,0 1,1 301,5 4,3
4.1.1.4 SODAR
Para as estimativas das alturas da CLN obtidas com o SODAR, como
definido na metodologia, foi utilizado os perfis de vento, no intervalo de tempo
correspondente aos içamentos do BC (20 à 30 de outubro) e são mostradas na
Figura 4.9. A altura média da CLN, obtida entre todos os horários, ficou em torno
de 296,9 ± 117,0 m, enquanto para a altura da inversão apresentou uma média
854,3 ± 285,1 m. A altura calculada com o software da fábrica REMTECH não
é a altura da CLN e sim, de uma camada superior, provavelmente a Camada
Residual (CR).
Um dos motivos da péssima estimativa da CLN pelo método do fabricante é
que o SODAR apenas registra dados de 50 em 50 m; outro motivo é que a
estimativa foi realizada a partir dos perfis de vento, enquanto que pelo perfil de
46
Figura 4.9 - Média horária das alturas da CLN (losango azul) e da CR (quadrado
vermelho) obtidas com o SODAR no período de transição, experimento
RaCCI/LBA.
θ há uma precisão maior devido à maior facilidade de localizar a mudança de
estabilidade. Comparando com as alturas resultantes das pesquisas de Fisch
(1995) e Santos (2005a), expostas na Tabela 4.5, nota-se que as melhores
estimativas foram feitas no meio da noite para a estação seca, a qual resultou em
um média de diferença de -11,5 m (às 22 HL). Entretanto, as piores estimativas,
também ocorreram na mesma estação, durante as duas primeiras horas (18 HL
e 19 HL) com uma diferença média de 206,9 m e 261,8 m. Por isso, no geral,
as comparações possuiram uma relação melhor com a época úmida, com uma
média de diferença de 128,4 m para todas as horas.
4.1.1.5 Comparação dos resultados
Neste ítem foi realizada uma comparação entre as características da superfície e
da CLN obtidas durante o período de 20 a 30 de outubro (Fase II do Experimento
RACCI) com os instrumentos de EMA, BC, RS e SODAR, para a fazenda
Nossa Senhora Aparecida. As características utilizadas foram: na superfície -
temperatura potencial (θ
s
[K]); e no topo da camada - a altura da CLN (hi [m]),
temperatura potencial (θ
hi
[K]), umidade específica (q [g kg
−1
]), velocidade (V [m
s
−1
]) e direção (D [
◦
]) do vento.
47
Tabela 4.5 - Comparação entre as alturas da CLN: obtidas neste trabalho (RaCCI
(SODAR)), com os resultados de Fisch (1995)- RBLE2 e 3, ambos de
estação seca, e Santos (2005a), WetAMC/LBA e RBLE2.
Hora hi (m)
Local RaCCI Fisch Fisch Santos Santos
(SODAR) (RBLE2) (RBLE3) (seca) (úmida)
18 301,9 - 70,0 120,0 -
19 376,8 - 120,0 110,0 210,0
20 321,4 140,0 - - -
21 350,0 - 160,0 260,0 207,0
22 252,5 - - - 264,0
23 264,6 150,0 - - -
0 310,7 - 190,0 130,0 -
1 268,7 - - - 227,0
2 300,8 200,0 - - -
3 251,8 - - - -
4 371,0 - - - 235,0
5 238,8 240,0 230,0 320,0 -
6 258,3 - - - -
7 278,1 - - 320,0 156,0
8 307,1 - - - -
Considerando uma média de diferenças feitas entre medidas realizadas no
mesmo horário (Tabela 4.6) com cada instrumento, nota-se uma grande variação
entre as estimativas de alturas da CLN, sendo a que apresentou menor diferença
foram aqueles o balão cativo e a radiossonda (-112,5 ± 92,9 m). O sinal
negativo indica que a radiossonda superestimou o valor do balão cativo. Entre
o BC e a RS, apenas a umidade específica (4,7 ± 2,4 g kg
−1
) foi subestimada
pela radiossonda, enquanto as demais características foram superestimadas. A
temperatura potencial na superfície mostrou uma melhor proximidade entre a
radiossonda e a estação meteorológica com apenas 0,7 ± 1,9 K de diferença,
já o BC teve a particularidade de ser subestimada com mais de 2,0 K tanto pela
RS, quanto pela EMA. Para os dados de velocidade (diferença maior que 4,0 m
s
−1
) e direção (mais de 120
◦
) do vento, o SODAR é quem superestima os dados
obtidos com o BC e a RS na altura média da CLN, que é de 229,1 ± 55,1 m.
Este valor foi a média obtida através das diferentes estimativas por BC, RS e
SODAR. Vale salientar que, entre o BC e a RS, as médias das diferenças para
as características do vento foram menores (da ordem de -0,9 ± 1,4 m s
−1
e -58
48
± 233
◦
).
Tabela 4.6 - Diferenças das medidas simultâneas da altura da camada limite (hi),
temperatura potencial no topo da camada (θ
hi
), umidade específica (q),
temperatura potencial da superfície (θ
s
) e velocidade (V) e direção (D) do
vento calculadas pelo BC, RS e SODAR.
Instrumentos hi (m) θ
hi
(K) q (g kg
−1
) θ
s
(K) V (m s
−1
) D (
◦
)
BC x EMA - - - -2,6±1,3 - -
BC x RS -112,5±92,9 -4,1±2,8 4,7±2,4 -2,7±2,8 -0,9±1,4 -58±233
BCxSODAR -148,6±144,4 - - - -4,2±4,2 -126±164
RS x EMA - - - 0,7±1,9 - -
RS x SODAR -175,7±159,3 - - - -4,2±4,1 -153±169
Como se observa pelos desvios padrões apresentados, existe uma grande
variabilidade entre as medidas por diferentes instrumentos. Isto está relacionada
aos diferentes métodos de medida de cada instr umento, sendo estas medidas
feitas de maneira direta (BC e RS) ou indireta (SODAR).
Fazendo uma comparação mais detalhada da velocidade e direção do vento, a
Figura 4.10 mostra perfis para 4 dias (22/10 às 02HL, 23/10 às 20HL, 26/10 08HL
e 27/10 às 02HL) medidos pelo BC, RS e o SODAR.
No dia 22/10 às 02HL, apesar da grande oscilação dos dados de BC, os perfis
vertical da velocidade do vento têm um desenvolvimento muito similar até 200 m.
Acima dessa altura, a RS apresenta uma intensificação do vento, enquanto que
o BC e o SODAR se desintensificam. A direção do vento não mostrou grandes
diferenças entre as medidas. Comparando-se os dados através do coeficiente de
determinação (R
2
) para verificar as maiores semelhanças entre os instrumentos,
observa que a relação direta entre a RS e o SODAR é melhor do que aquelas
que envolve dados do BC, com R
2
de 0,45 para a velocidade e de 0,39 para a
direção.
Para o dia 23/10 novamente o BC e o SODAR possuem um comportamento mais
parecido na velocidade do vento, inclusive mostrando a ocorrência de um jato
de velocidade entre 200 e 300 m. Entretanto, o R
2
mostra uma relação melhor
entre a RS e o SODAR (R
2
= 0,60), sendo que o coeficiente foi obtido com os
dados de mesma altura (de 50 em 50 m, devido a resolução do SODAR). O vento
49
apresentou direção de oeste até 450 m para os 3 instrumentos e nesse caso o
coeficiente de determinação foi melhor entre o BC e o SODAR (R
2
= 0,46).
O dia 26/10 às 08HL apresentou as medidas do perfil de vento pelo BC as mais
altas (≈750 m), sendo os perfis de vento entre RS e BC bem semelhantes. O
SODAR a partir de 250,0 m começa a desintensificar-se e atinge um valor até
1,0 m s
−1
. A direção do vento em uma média geral apresenta direções diferentes
para cada instrumento: o balão cativo tem direção de nordeste, a radiossonda
de sudeste e para o SODAR de sudoeste. A velocidade do vento teve um melhor
coeficiente de determinação para o BC e a RS (R
2
= 0,79), já para a direção foi
entre a RS e o SODAR (R
2
= 0,45).
Pode-se observar que no dia 27/10 a velocidade do vento até os 200 m para
os três perfis apresentam um comportamento semelhante. Acima deste nível,
o SODAR apresenta um aumento na velocidade que chega a atingir 14,0 m
s
−1
(contraste de 10 m s
−1
com a medida pela radiossonda) criando uma
condição de JN, entretanto nenhum vento de tal intensidade foi observado
pelo lançamento das radiossondas observados nos horários anteriores, o que
denota uma superestimação do equipamento. Ainda assim os ventos foram
intensos, maiores que 6,0 m s
−1
segundo o BC, o que fez o instrumento
ser içado até 205,0 m apenas. Para as medidas de direção, o BC inicia-se
com vento de sul e apresenta um giro no sentido horário até ficar de norte,
enquanto a RS e o SODAR demonstra uma maior semelhança com direção de
noroeste. As melhores correlação foram encontradas nesse dia, definida entre
a RS e o SODAR, tanto para a velocidade quanto para a direção do vento,
respectivamente de 0,99 e 0,80.
Analisando a comparação entre os três instrumentos durante os quatro dias,
para o vento (velocidade e direção), as correlações foram melhores entre a RS
e o SODAR e piores entre o BC e o SODAR. Um provável motivo pode ser
que o BC, por ter uma ascensão mais lenta (de ordem de 1,0 m s
−1
), é mais
susceptível a mudanças bruscas das características, o que o faz obter maiores
variações. Enquanto a RS possui uma taxa de ascensão média de 5,0 m s
−1
,
sendo considerado como uma medida rápida demais para estudo detalhado da
CLA, o SODAR mede as características através de médias de 50 em 50 m. Além
disso, as medidas do BC e RS são perfis instantâneos, ao passo que as medidas
de SODAR são perfis médios de 30 min.
50
Tabela 4.7 - Diferenças das médias de todos os dados dos dias 20 a 30/10: altura da
camada limite (hi), temperatura potencial no topo da camada (θ
hi
), umidade
específica (q), descontinuidade da inversão termica (∆θ), intesidade da
inversão (I), temperatura potencial da superfície (θ
s
) e velocidade (V) e
direção (D) do vento, entre os instrumentos estudados.
Instrumentos hi θ
hi
q ∆θ I θ
s
V D
(m) (K) (g kg
−1
) (K) (K km
−1
) (K) (m s
−1
) (
◦
)
BC x EMA - - - - - -2,3 - -
BC x RS -85,8 -3,1 3,7 0,2 9,1 -3,3 -1,8 -49,7
BC x SODAR -102,8 - - - - - -3,2 -75,5
RS x EMA - - - - - 0,9 - -
RS x SODAR -16,9 - - - - - -1,3 -25,7
e Lyra (2009) o SODAR é um equipamento hábil para representar perfis de vento
até a altura de 500 m, onde nos exemplos mostrados na Figura 4.10 notou-
se essas mudanças bruscas até em alturas inferiores, entre 200,0 e 250,0 m.
Isto sugere a necessidade de informações com maiores resoluções espaciais e
menor domínio vertical (CARSON; LYRA, 2009).
Considerando as características dos 11 dias analisados no período noturno (18
a 08 HL), foi feita uma média com os dados de cada instrumento, e assim,
analisada a diferença entre elas. O objetivo foi o de analisar a coerência
de se utilizar médias gerais para comparar as medições dos instrumentos,
mesmo os dados não sendo medidos nos mesmos horários ou dias. Os
resultados mostraram apenas uma diferença de grande contraste entre o BC
e o SODAR para a altura da CLN, com uma diferença de -102,0 m, ou seja, uma
superestimativa por parte do SODAR. Comparando com os resultados obtidos
na Tabela 4.7, entre a RS e o SODAR é possível observar maiores diferenças
quando são analisados os dados nos mesmos horários, ao invés da diferença
de toda a média. Isto indica que a diferenças entre resultados apenas através
da média pode sugerir contrastes menores entre alguns instrumentos que em
análises mais específicas (medidas simultâneas) podem mostrar o contrário.
4.1.2 Análise completa dos dados (período de 16 de setembro a 5 de
novembro de 2002)
A partir dos resultados das principais características da superfície da CLN para
a região de pastagem durante o período de 20 a 30 de outubro (item 4.1.1),
52
foi possível entender e detalhar algumas características da evolução padrão da
CLN, durante todo o período de experimento RaCCI/LBA 2002, caracterizando a
época de transição (do período seco para o chuvoso).
4.1.2.1 Estação Meteorológica Automática
As características dos ciclos médios para o período completo do experimento
RaCCI/LBA, que compreendeu de 16 de setembro a 5 de novembro, estão
sumarizadas na Figura 4.11. Nas análises posteriores, serão realizadas também,
comparações com os resultados obtidos para os 11 dias vistos no item 4.1.1.1,
período intermediário da transição. As observações das características se deram
pelas análises de cliclo diário das médias horárias da temperatura do ar (T),
umidade específica (q), velocidade do vento (V), saldo de radiação (Rn) e a
precipitação total horária.
Nas observações de superfície (Figura 4.11), a temperatura do ar apresentou
um valor mínimo de 21,7 ± 0,5
◦
C as 5 HL e o máximo às 13 HL (31,9
± 1,5
◦
C). Apesar de que o período completo e os 11 dias analisados
diferiram aproximadamente 2,2
◦
C e 3,6
◦
C, respectivamente nas temperaturas
máxima e mínima, tendo o período completo superestimado as temperaturas
devido a inclusão da estação seca, houve subestimativa quanto a amplitude da
temperatura com -6,5
◦
C e -8,1
◦
C. Durante o período noturno a temperatura
decresce de 25,4 ± 1,7
◦
C a 21,7 ± 0,6
◦
C entre o período das 18 as 05 HL. A
umidade específica teve uma variação pequena, avaliando todos os dados do
período, com um valor médio de 16,9 ± 0,4 g kg
−1
e um máximo de 17,4 g
kg
−1
, que ocorreu tanto durante a manhã entre 08 e 09 HL, com desvio padrão
em torno de 0,5 g kg
−1
, e durante a noite entre 20 e 21 HL (aproximadamente
com desvio padrão de 2,5 g kg
−1
). Assim como observado nos 11 dias visto
anteriormente, mas com maior intensidade, nota-se um pico de decréscimo com
16,2 ± 0,5 g kg
−1
às 15 HL, sendo que esse pico é devido a diminuição da
evaporação na superfície. A partir das 21 HL, a umidade específica também
apresenta um decréscimo atingindo o mínimo (16,3 ± 0,4 g kg
−1
) às 05 HL,
como esse período inclui o final da estação seca a radiação de onda longa é
mais intensa e assim influência na umidade. O nascer do Sol, após esse mínimo,
provoca o aquecimento e inicia a evaporação e aumento da umidade específica.
A média diária da umidade específica foi de 16,9 ± 0,4 g kg
−1
.
53
A velocidade do vento (Figura 4.11) tem seus maiores valores com médias de
3,1 ± 0,4 m s
−1
(às 14 HL) no período da tarde e menores durante à noite (0,5 ±
0,4 m s
−1
às 04 HL). Comparando as diferenças das velocidades com o período
analisado nos 11 dias de outubro, o vento no período noturno demonstrou menor
variação do que no período diurno, tendo um máximo às 02 HL com 0,7 m s
−1
e com média de 0,2 m s
−1
. A persistência do vento durante todo período foi
predominantemente de norte, exceto às 15 e 16 HL que apresentou direção de
noroeste.
Analisando ainda na Figura 4.11, o Rn teve seu máximo antes do meio dia local
com uma diferença de 143,8 W m
−2
a mais que a constatada no período avaliado
anteriormente (20 a 30/10). A maior quantidade de Rn foi de 844,3 ± 78,2 W
m
−2
às 11 HL. A partir das 18 HL, o saldo de radiação torna-se negativo durante
toda a noite (tipicamente da ordem de -25,0 W m
−2
), até o Sol nascer no dia
seguinte (por volta das 6 HL). A maior variabilidade foi observada nos horários
diurnos (entre 11 e 15 HL), horários em que há uma maior nebulosidade, por
conseguinte altera a quantidade de radiação que chega e sai da superfície.
No período noturno, o mínimo de radiação ocorre às 18 HL com -42,5 ± 3,7
W m
−2
, que após esse mínimo cresce até às 21 HL (-31,9 ± 2,7 W m
−2
),
estabilizando-se em torno de -30 W m
−2
. Estes valores são semelhantes aos
já observados anteriormente neste local (por exemplo, Randow et al. (2004)).
O ciclo diário do saldo de radiação não mostra variações muito significativas,
mas a diminuição a partir das 13 HL é notoriamente causada pela formação de
nebulosidade e precipitação. Nota-se que a precipitação se concentrou mais no
período vespertino (13 HL às 17 HL, com uma porcentagem de 73,8% (total de
191,9 mm). Durante todo o experimento foi observado uma quantidade de 227,5
mm, caracterizando a ocorrência de apenas 17,1% (24,0 mm em 80 eventos) da
precipitação no período noturno.
4.1.2.2 Radiossonda
Foram analisados 104 perfis dos 122 lançamentos de radiossonda noturnas
distribuídos entre os horários das 20, 02 e 08 HL. As outras medidas restantes
(18) foram perfis que ocorreram falhas na coleta dos dados que não permitiram a
determinação da CLN. Assim como explicado na análise dos 11 dias, os horários
escolhidos dos perfis de radiossondagem possibilitam o entendimento do início
das condições de estabilidade atmosférica (20 HL), das condições da atmosfera
54
no meio do período noturno (02 HL) e a caracterização da erosão da CLN e o
início da formação da CLC (08 HL).
Figura 4.11 - Ciclos diários médios da temperatura do ar (T), umidade específica (q),
velocidade do vento (V), saldo de radiação (Rn) e precipitação (%) obtidos
com a EMA em todo o experimento.
55
Nesse ítem pretende-se comparar as análises das características da CLN,
novamente, com os resultados obtidos por Fisch (1995) na estação seca -
RBLE 2, por Rocha (2003) na estação úmida - no experimento TRMM/LBA
1999, por Silva (2005) e com os 11 dias que intermediou a estação de
transição observada aqui em capítulos anteriores, para este mesmo experimento.
É importante observar que os autores, nos trabalhos citados, utilizaram
metodologias semelhantes para estimar a altura da CLN, ou seja, a altura é
determinada no nível que a atmosfera passa de estável (∆θ/∆z > 0) para neutro
(∆θ/∆z
∼
=
0). Os dados do experimento RBLE3 e os resultados obtidos por
Santos (2005a) não foram aproveitados nesta análise, pois as sondagens não
foram realizadas nos mesmos horários que as demais.
As alturas da CLN (Tabela 4.8), para todo o experimento, apresentaram um
desenvolvimento regular, com uma taxa de aproximadamente 12,4 m h
−1
até
às 02 HL (variação de 74,3 m) e uma maior taxa de 15,9 m h
−1
até às 08 HL
(variação total de 95,2 m). Comparando-se com os dados obtidos nos 11 dias,
as alturas foram muito próximas, com um máximo de 6,6 m de diferença nas
médias das alturas às 08 HL. Se comparar estes resultados com Silva (2005) no
mesmo experimento (RaCCI/LBA), apesar da utilização dos mesmos métodos,
nota-se um maior contraste, tendo o autor obtido alturas diferindo da ordem de
157,9 m e 173,6 m, respectivamente às 20 e 02 HL. A diferença das alturas da
CLN entre os resultados deste experimento com os de Silva (2005) podem ter
ocorrido devido a utilização de uma maior quantidade de perfis de radiossonda,
as alturas obtidas neste trabalho foram verificadas com outro método (número
de Richardson). Com relação as estações seca (FISCH, 1995) e chuvosa (ROCHA,
2003), a época de transição teve característica mediana, ou seja, apresentou
alturas maiores que as da época seca (diferença média de +39,2 m) e menores
que as da estação úmida (diferença média de -89,8 m).
Na Tabela 4.9, observa-se as características médias da CLN durante todo o
período do experimento. O que pôde ser constatado é que, na altura da CLN,
a tendência temporal de temperatura, umidade específica e inversão térmica é
de diminuição. A taxa da temperatura e umidade para as primeiras seis horas (20
às 02 HL) é de cerca de -0,20 e -0,06 g kg
−1
h
−1
, e para as seis horas posteriores
(02 às 08 HL) estes valores são -0,01 e -0,12 g kg
−1
h
−1
, respectivamente. Já a
inversão térmica apresentou apenas uma grande diminuição nas ultimas seis
56
Tabela 4.8 - Comparação entre as alturas da CLN: obtidas no meio da transição (RaCCI
(RS)) e todo o experimento, estimadas neste trabalho, com os resultados
de Silva (2005), também no experimento RaCCI/LBA (Dry to Wet), Fisch
(1995), RBLE2 na estação seca, e Rocha (2003), experimento TRMM/LBA
na estação úmida.
Hora hi (m)
Local Silva RaCCI RaCCI Fisch Rocha
(2005) (RS) completo (RBLE2) (TRMM)
20 330,0 174,6 172,1 140,0 253,0
02 420,0 253,1 246,4 200,0 345,0
08 * 348,2 341,6 * *
horas com -1,82 K km
−1
h
−1
. Esta diminuição da inversão térmica é devido ao
efeito do nascer do sol que aquece a superfície e inicia uma instabilidade. A
temperatura de superfície foi muito regular não chegando a variar mais que 2,2
K. O vento teve suas máximas velocidades às 02 HL, com uma média de 4,8 m
s
−1
, seguido por um segundo pico às 08 HL com 4,5 m s
−1
, com a ocorrência do
vento mais forte na altura da CLN (9,8 m s
−1
). A frequência da direção do vento
às 20 HL foi dividida entre norte e noroeste (27,8%), com um padrão de noroeste
às 02 HL (40,9%) e norte às 08HL (34,4%).
Tabela 4.9 - Valores médios da altura da CLN (hi), temperatura potencial no topo da CLN
(θ
hi
), umidade específica (q), descontinuidade térmica (∆θ), intensidade da
inversão térmica (I), temperatura potencial na superfície (θ
s
), velocidade (V)
e direção (D) do vento.
HL n
o
hi θ
hi
q ∆θ I θ
s
V D
perfis (m) (k) (g kg
−1
) (K) (K km
−1
) (K) (m s
−1
) (
◦
)
20 36 172,1±81,0 304,0 13,8 3,6 22,4 300,3 3,9 N - NO
02 22 246,4±89,1 302,8 13,4 4,7 20,0 298,1 4,8 NO
08 32 341,6±87,0 302,7 12,7 3,1 9,1 299,6 4,5 N
Confrontando os resultados de todo o período com os 11 dias (Tabela 4.4) as
diferenças nos valores médios foram pequenos, sendo que as maiores diferenças
ocorreram na inversão térmica, apresentando intensidades menores no período
de outubro. A tendência da inversão térmica indica um decréscimo temporal da
estação seca para a úmida, iniciando com valores bem estáveis da ordem de
57
27,5 K km
−1
para uma situação mais próxima da neutralidade com 5,8 K km
−1
.
O mesmo é observado por Santos (2005a), encontrando perfis mais estáveis
para a pastagem na estação seca com uma média de 37,2 K km
−1
(RBLE3) e na
estação úmida de 12,1 K km
−1
(WetAMC-LBA). Estes resultados concordam com
os estudos de Rocha (2003) que observou na estação chuvosa inversões bem
menores (11,2 K km
−1
) que as encontradas na estação seca e de transição. No
caso da descontinuidade, considerando todo o conjunto de dados, apresentou a
mesma configuração, a saber: com resfriamento em horários próximos ao inicio
da noite (20 HL) até às 02 HL; e aquecimento devido ao nascer do Sol até as
08 HL, mas com uma taxa de aquecimento menor, com 0,3 K h
−1
. Os ventos
na transição comparados com o experimento TRMM, estação úmida, analisados
por Rocha (2003) se mostraram mais intensos com uma diferença de 1,9 m s
−1
,
e com direção oposta, sendo que na transição a predominância foi de norte ou
noroeste, enquanto a freqüência obtida no período úmido as direções de sul e
sudeste foram as predominante.
A análise termodinâmica da atmosfera, através de cálculos dos valores de
Energia Potencial Disponível para Convecção (CAPE [J kg
−1
]) e Energia de
Inibição da Convecção (CIN [J kg
−1
]), foi possível com o a utilização de 29
radiossondagens nos horários das 20, 02 e 08 HL.
A CAPE mostrou um valor médio de 136,9 ± 196,0 J kg
−1
, sendo mais elevado
que a CIN que teve apenas 93,3 ± 104,0 J kg
−1
. Comparação o potêncial
da CAPE observado durante o dia (248,3 ± 161,3 J kg
−1
) com o período
noturno, observa-se uma maior disponibilidade de energia. O motivo dessa maior
disponibilidade dos processos convectivos e de formação de nuvens é que a
atmosfera está associada a existência (durante o dia) de convecção térmica.
Durante à noite, por falta desse aquecimento, a CAPE acaba sendo menor. A
CIN, entretanto, tem um potencial de crescimento durante a noite, mas este é
sempre menor que a CAPE.
Uma análise horária, apresentada na Figura 4.12, mostra que às 02 HL o valor de
CAPE foi mais intenso com 184,3 ± 218,3 J kg
−1
. Como explicado anteriormente,
a CAPE tende a aumentar, principalmente para condições diurnas, de acordo
com o aquecimento (insolação à superfície ou liberação de calor latente de
condensação) ou ascensão forçada através da convergência, vento, orografias,
etc. Neste caso, o efeito mais provável é que o aumento é causado pela ação do
58
vento e pela orografia do local, já que não havia um aquecimento proviniente da
superfície. Já o CIN foi mais intenso as 20 HL com 146,9 ± 96,0 J kg
−1
. Dentre
as situações de CAPE e CIN analisados apenas às 02 HL do dia 29/10 ocorreu
precipitação de 0,2 mm. Apesar de haver dias como 22/09 às 02 HL, com CAPE
igual a 496,6 J kg
−1
e CIN 0,0 J kg
−1
, e o dia 16/10 às 08 HL, respectivamente
com 630,9 J kg
−1
e 65,7 J kg
−1
, esses dias apresentaram valores de energia
disponíveis superiores a de inibição, mas mesmo assim não ocorreu precipitação.
No primeiro caso (22/09) houve formação de nebulosidade, mas a atmosfera
não atingiu umidade suficiente para se precipitar. Este período foi de secas
(e queimadas) bem intensas. No segundo caso analisado (16/10), também
houve bastante nebulosidade, mas a atmosfera só apresentou condições de
precipitação (pressão, temperatura e umidade) até às 07 HL, quando provocou
uma precipitação de 0,2 mm. Após essa hora a umidade relativa sofreu um
grande queda.
Figura 4.12 - Evolução temporal do CAPE e do CIN.
4.1.2.3 SODAR
Os estudos com os dados de SODAR para a estimativa da altura da CLN
seguiram os mesmos critérios da análise feita no capitulo 4.1.1.4, onde a altura
da CLN é obtida no nível do vento máximo. Para a análise de todo o período
do experimento foi possível encontra 1723 perfis de SODAR sem falhas, que
possibilitaram a obtenção das características estudadas: altura da CLN (hi),
perfis de velocidade (V) e direção (D) do vento.
59
Na Figura 4.13, foi feita uma média horária das alturas da CLN, para todo o
período do experimento, das 18 às 08 HL. Ainda na Figura 4.13 foi adicionada
uma extensão estimada para o inicio da CLN pressupondo que a mesma
se forme por volta das 17 HL (linha tracejada). Os valores médios horários
apresentam altura entre 214,8 e 289,6 m durante a evolução da noite. O
comportamento da altura, no geral, para o SODAR foi de um crescimento lento
(em torno de 6,0 m h
−1
). Entretanto, a variabilidade (estimada pelos desvios
padrões) é alta, mostrando a ocorrência de intermitência. A média da altura da
CLN para todo o período noturno foi de 263,5 ± 121,7 m.
Figura 4.13 - Média horária das alturas da CLN com o SODAR para todo o período de
transição, sendo estimado o inicio da CLN a partir das 17 HL com a linha
tracejada.
Inicialmente, comparando os dados completos com as alturas obtidas para os
11 dias de experimento no mês de outubro, nota-se um maior contraste das
alturas estimadas para o início da noite, das 18 as 22 HL, com uma média
de 84,3 m. Para as demais horas, as alturas foram bem semelhantes. Sendo
assim, comparações com as alturas resultantes das pesquisas de Fisch (1995)
e Santos (2005a), possibilitando agora a comparação já que o SODAR fornece
dados em todos os horários, estão expostas na Tabela 4.10. Comparações com
as alturas estimadas por Fisch (1995) no experimento RBLE2, estação seca,
resultou em uma média da diferença de -28,8 m, também sendo encontrada a
60
menor diferença nessa estação com 23,7 m (18 HL). O sinal de negativo indica
que a altura do período de transição foi subestimado. Contudo, observou-se
uma maior diferença nas estimativas de Santos (2005a) em ambas as estações,
obtendo diferenças médias de aproximadamente 210 m, tanto para a estação
seca como chuvosa. Em ambas as fases, seca e chuvosa, as médias superaram
os resultados médios das alturas obtidas na estação seca por Fisch (1995),
nos experimentos RBLE 2 (182,5 m) e 3 (154,0 m), e por Santos (2005a), que
encontrou 210,0 m na seca (RBLE 2) e 216,5 m na chuvosa (WetAMC/LBA).
Os resultados de Fisch (1995) e Santos (2005a) apresentaram um contraste na
altura da CLN, pois segundo Santos a quantidade de dados de radiossondas
utilizados foram diferentes.
Tabela 4.10 - Comparação entre as alturas da CLN: obtidas em todo o experimento
(RaCCI (SODAR)), com os resultados de Fisch (1995) - RBLE2 e 3, ambos
de estação seca, e Santos (2005a), WetAMC/LBA e RBLE2.
Hora hi (m)
Local RaCCI Fisch Fisch Santos Santos
(SODAR) (RBLE2) (RBLE3) (seca) (úmida)
18 214,8 - 70,0 120,0 -
19 258,5 - 120,0 110,0 210,0
20 277,1 140,0 - - -
21 254,2 - 160,0 260,0 207,0
22 276,4 - - - 264,0
23 277,7 150,0 - - -
0 289,6 - 190,0 130,0 -
1 246,2 - - - 227,0
2 248,1 200,0 - - -
3 256,8 - - - -
4 259,0 - - - 235,0
5 270,7 240,0 230,0 320,0 -
6 263,2 - - - -
7 262,1 - - 320,0 156,0
8 298,5 - - - -
Outra característica analisada foi a dos ventos no topo da CLN (Figura 4.14),
exposta também como valores médios horários. A velocidade média foi de 5,7 ±
3,2 m s
−1
, com um pico máximo na média da 00 HL (7,1 ± 3,7 m s
−1
). Ressalta-se
a alta intermitência da atmosfera, mostrada pelos altos valores de desvio padrão
61
(média de 3,2 m s
−1
).
Figura 4.14 - Média horária da velocidade do vento na altura da CLN com o SODAR para
todo o período de transição.
Com um objetivo de realizar um estudo mais detalhado das informações obtidas
com o SODAR, o conjunto de dados foi dividido em duas fases, a saber: fase
I - período mais seco (11 de setembro a 07 de outubro) e fase II - período
mais chuvoso (08 de outubro a 03 de novembro), da época de transição. Estes
mesmos períodos foram utilizados por Santos (2005b) para análise da CLC.
Na Figura 4.15, as alturas da CLN mostraram que na fase I o desenvolvimento
atingiu uma média de 258,3 m (com um máximo de 337,5 m), enquanto na época
mais úmida (fase II) atinge a altura de 267,2 m (máximo 330,6 m). Quanto menos
for aquecida a superfície durante o dia, mais facilmente se forma a CLN, por isso
a fase II se mostra com maior desenvolvimento. Com o objetivo de estudar o
crescimento temporal da CLN, ajustou-se uma equação do tipo (STULL, 1988):
hi = a
√
t, (4.1)
sendo hi a altura da CLN, a uma constante e t a variável que representa o tempo.
A constante para ambos os períodos são próximos, mas na fase II ainda difere da
fase I, o que indica uma maior inclinação do período chuvoso e por conseguinte
maiores alturas nesse período.
62
Figura 4.15 - Média horária das alturas da CLN com o SODAR, divididas em fase I (11
de setembro a 07 de outubro) e fase II (08 de outubro a 03 de novembro),
no período de transição, sendo estimado o inicio da CLN a partir das 17 HL
com a linha tracejada.
Com relação a velocidade do vento (Figura 4.16), nota-se uma constância maior
na fase I, com uma média de 5,9 m s
−1
. Na fase II, a velocidade tendeu a um
aumento até 00:30 HL, após esse horário ele inverte diminuindo mais lentamente.
A máxima velocidade do vento na fase I foi de 8,0 m s
−1
, enquanto na fase II este
valor reduziu para 7,6 m s
−1
no mesmo horário (00:30 HL).
Figura 4.16 - Média horária da velocidade do vento na altura da CLN com o SODAR,
divididas em fase I (11 de setembro a 07 de outubro) e fase II (08 de outubro
a 03 de novembro), no período de transição.
63
4.2 Estudo de casos
A camada limite noturna possui, normalmente, uma estratificação térmica
estável, devido à ausência de turbulência térmica e pela presença de ocorrência
de turbulência intermitente, sendo esta formada pelo resfriamento radiativo na
superfície (STULL, 1988). Entretanto, situações anômalas a este comportamento
podem ser obtidas.
Nesse ítem será estudado um caso (dia 23-24/09) que foge as características
habituais do período noturno, com o objetivo de caracterizar e definir o que
causou esta anomalia.
a) Anomalia na noite entre os dias 23 e 24 de setembro.
Na noite entre os dias 23 e 24 de setembro, às 02 HL, o perfil de radiossondagem
(temperatura e umidade) mostrou a presença de uma camada de mistura bem
definida com uma profundidade de 174 m, apresentando uma leve estratificação
instável próximo da superfície (Figura 4.17).
A evolução temporal dos perfis de temperatura potencial mostrou um
resfriamento em superfície das 17 HL (dia 23/09) de aproximadamente 4,5
K, entretanto em níveis mais altos não houve um resfriamento e sim um
aquecimento, provavelmente devido a influências de um sistema, o que condiciou
uma CLN bem definida às 20 HL. A umidade específica teve um valor médio
aproximadamente constante 13,9 g kg
−1
. Em superfície, ocorreu um resfriamento
de apenas 0,2 K e um aumento de 0,8 g kg
−1
na umidade específica entre 20 HL
e 02 HL. No total, a umidade apresentou um perfil de grande variação no horário
da anomalia com uma média de 15,0 g kg
−1
, diferença aproximada de 1,1 g kg
−1
dos demais horários, que não demonstraram grandes variações entre si. A altura
da CLN encontrava-se em 137,1 m às 20 HL no dia 23/09. Por outro lado, na
medida das 02 HL ocorreu uma mistura turbulenta até a altura de 174,0 m.
O perfil de vento (Figura 4.17) às 17 HL apresentou uma característica
semelhante a um JN, com uma velocidade máxima de 6,3 m s
−1
. Não sendo
possível a análise as 20 HL do dia 23/09, devido a problemas técnicos na
medição da radiossonda, nota-se que a partir das 17 HL do dia 23/09 observa-se
um aumento de 4,0 m s
−1
até a anomalia (com 10,3 m s
−1
às 02 HL).
64
Figura 4.17 - Perfis termodinâmicos e dinâmicos obtidos pela radiossonda, referente a
noite entre os dias 23 (17HL - verde e 20HL - vermelho) e 24/09 (02HL -
azul e 08HL - amarelo).
Pode-se observar na estrutura dos perfis de temperatura potencial apresentados
na Figura 4.18 que o perfil de θ teve um padrão anômalo. Caracteristicas como
superfície aquecida com pouco menos que 4,0 K e um crescimento estável sobre
uma camada de mistura (turbulênta) podem ser observados.
Figura 4.18 - Perfis de temperatura potêncial (θ) dos dias 23, 24 e 25/09 às 02 HL.
65
Outras radiossondagens (Figura 4.19) realizadas na região, por exemplo em
Guajará-Mirim (distante aproximadamente 310 km) e Porto Velho (≈280 km),
não apresentaram nem a anomalia de for mação de camada de mistura, nem jato
noturno, o que caracteriza ser um evento bem local. A direção do vento teve uma
predominância de sudoeste às 02 HL do dia 24/09, enquanto nos dados das 17
HL do dia anterior nota-se uma distribuição com giro horário com altitude.
Figura 4.19 - Perfis de temperatura potencial (θ), à esquerda, e velocidade do vento (V),
à direita, de Guajará-Mirim e Porto Velho, às 02 HL do dia 24/09.
Avaliando os perfis de vento pelo SODAR (Figura 4.20) é possível determinar
que o ápice da velocidade máxima do vento ocorreu às 06:30 Z (02:30 HL),
alcançando 11,9 m s
−1
com a direção de sudoeste. Nesses dados pode-se notar
que, até uma altura de aproximadamente 500 m, os perfis das 18 as 23 HL do
dia 23/09 mostram ventos fracos. A partir das 00 HL o vento começa a ficar mais
intenso, atingindo as condições que supririam as características de JN às 02
HL do dia 24/09. Todos os perfis possuem um aumento na velocidade a partir
dos 500 m, com uma velocidade média de 10,1 m s
−1
nessa região superior.
O aumento da velocidade do vento em superfície foi causado por correntes
descendentes dos ventos acima de 500 m, evento conhecido como downdraft.
Na sequência das imagens do satélite do canal infra-vermelho (IR) (Figura 4.21),
nota-se no dia 23/09, aproximadamente às 21 HL, há uma formação de um
sistema muito semelhante a de Linha de Instabilidade (LI) com 3 nuvens do tipo
Cumulonimbos (Cb). Inicia-se a partir das 00 HL, a formação de uma célula de
66
Figura 4.20 - Evolução temporal dos perfis do vento obtido pelo SODAR na noite entre
os dias 23 e 24/09. As horas estão em hora Zulo (-4 horas).
núcleo muito frio que chega a atingir -40
◦
C com muita umidade sobre o estado de
Rondônia. Segundo os critérios de Maddox (), as características físicas seguem
as de um Sistema Convectivo de Mesoescala (SCM) de escala meso-β, com
escala de comprimento de 25 a 250 km e de tempo de vida menor que 6h
(ORLANSKI, 1975). Segundo o CLIMANÁLISE (2002) há uma presença de frente
fria que penetra ao Sul do Brasil e este sistema pode estar influênciando as
condições de temperatura em Rondônia.
As imagens de radar meteorológico (Figura 4.22) apresentam um detalhamento
melhor da estrutura do SCM citado. Na figura 4.22a, observa-se 3 núcleos
principais com até 45 dBz (29,0 mm h
−1
). As medições variaram de 30 a 55 dBz,
respectivamente que corresponde de 2,3 mm h
−1
a 157,5 mm h
−1
de quantidade
de chuva próximos a Fazenda Nossa Senhora. Após a passagem desse grande
núcleo, o sistema se divide e começa a se dissipar.
67
Figura 4.21 - Imagens de satélite (canal infra-vermelho) Master/GOES e INPE/GOES
durante a noite, entre 23 e 24/09. Abaixo está a legenda de temperatura
para referência. Os círculos indicam os SCM e as seta a direção em que
se locomovem.
Os dados de superfície, durante a noite de anomalia entre 23 e 24/09 (Figura
4.23), apresentaram uma falha entre às 00 HL do dia 23/09 e às 09 HL do
dia 24/09, impossibilitando uma melhor análise, exceto para as medidas de
velocidade e direção de vento e para a precipitação. Para as medidas de vento,
a velocidade em superfície atinge um pico de 12,4 m s
−1
às 02:30 HL. Esses
ventos máximos que ocorrem devido a anomalia no vento persistem das 01
às 03 HL. Nota-se que na tarde do dia 24 o vento é mais intenso que no dia
anterior, provavelmente pela influência do sistema de mesoescala formado. A
direção do vento mostrou-se bem perturbada durante o dia 23, estabilizando a
partir da 18 HL. Durante o período de anomalia, a direção do vento na superfície
68
Figura 4.22 - Imagens de radar às 23:10 HL (a), 02:00 HL (b) e 03:10 HL (c), entre 23 e
24/09.
foi predominantemente de sudoeste e no dia 24/09 houve uma variação menos
brusca, como no dia anter ior. Durante o dia 24/09 ocorreu uma precipitação
leve de 0,2 mm de precipitação às 03 HL, causados pelo sistema convectivo
de mesoescala atuante na região, que provocou a anomalia.
69
Figura 4.23 - Características térmicas e dinâmicas da superfície durante a anomalia do
entre os dias 23 e 24/09.
Silva (2005) fez uma análise similar para um caso semelhante ocorrido na noite
de 28 a 29/10. As análises das caracterísitcas foram bastante semelhantes as
apresentadas aqui, entretanto a anomalia não foi tão clara como na noite entre
23 e 24/09, que apresentou maior intensidade e persistência.
4.3 Erosão da CLN
No caso da pastagem, o termo de fonte de calor (F ) citado na equação (3.1) pôde
ser desprezado, devido a pequena influência do termo de armazenamento pela
Biomassa no balanço de energia (FISCH, 1995; SANTOS, 2005a). Sendo assim,
na Tabela 4.11 estão calculados os fluxos de energia liberados pela superfície
((w
θ
)
s
) e o aquecimento da camada integrado até o topo (
h
i=0
∂θ
∂t
∂z
i
), medidos
durante a erosão da CLN em alguns dias de outubro característicos da época
de transição. Verifica-se que durante 90 min o fluxo de energia da superfície
totaliza, em média, 79,2 ± 71,8 m K, enquanto o aquecimento médio da camada
foi de 267,6 ± 267,9 m K, produzindo uma diferença de 188,4 m K (ou 30%
do aquecimento total). Esta diferença equivale a 0,05 m K s
−1
, fazendo com
que os resultados da época de transição se assemelhem aqueles obtidos por
Fisch (1995) e Santos (2005a), respectivamente para os períodos seco e úmido
de Rondônia. Estes valores são superiores aos fluxo de energia entre 07 e
70
08 HL e da mesma ordem de grandeza dos valores entre 08 e 09 HL. Isto
sugere que pode existir uma fonte adicional de energia no sistema fornecido
por fluxos advectivos (movimentos catabáticos), como já havia sido levantado
anteriormente por Fisch (1995) e Santos (2005a).
Tabela 4.11 - Fluxos de calor sensível (H), fluxo total de calor integrado para o período
da erosão da CLN ((w
θ
)
s
) e aquecimento da camada (
h
i=0
∂θ
∂t
∂z
i
) na
pastagem para o período de transição.
Dias Hora H (w
θ
)
s
h
i=0
∂θ
∂t
∂z
i
Local (W m
−2
) (m K) (m K)
23/10 6:30-8:00 10,4 48,6 234,2
24/10 7:00-8:30 36,2 169,2 296,2
25/10 7:00-8:30 25,3 118,2 550,7
26/10 7:00-8:30 19,2 89,9 224,4
27/10 7:00-8:30 30,4 142,1 425,0
28/10 5:30-7:00 -7,4 -34,6 70,1
30/10 5:30-7:00 4,5 21,0 72,6
Média 16,9 79,2 267,6
DP 15,4 71,8 175,9
No caso do dia 28/10, que foi calculado com a variação da energia entre as
05:30 e 07 HL, os fluxos de superfície foram negativos devido ao perfil utilizado
ainda não possuir a influência da radiação do Sol, como os cálculos dos dias
anteriores. O que diferencia o dia 28/10 do dia 30/10, que abrange as mesmas
horas entre os perfis noturno e diurno é que no dia 28/10 além da superfície estar
mais quente havia mais umidade (Figura 4.24), transferindo a energia na forma
de calor latente (ao invés de calor sensível).
Entretanto, a diferença entre o aquecimento da camada limite com as estimativas
dos fluxos de calor apresentaram diferenças bem menores que a estação
seca. Isto ocorre devido a quantidade de umidade envolvida, demonstrando um
equilibrio melhor na estação de transição.
Como pode ser visto na Figura 4.25, há varias elevações ao Sul da Fz Nossa
Senhora (ponto vermelho), sendo o cume da montanha, com 109 m acima
do sítio de observação, dista cerca de 4720 m. Esta elevação é um exemplo
de que o sítio pode receber contribuições de adição de energia, com as
71
Figura 4.24 - Temperatura potencial e umidade específica da superfície dos dias 28 e
30/10.
formações de ventos catabáticos. Skyllingstad (2003) encontrou, através de
simulações, influências em uma relação de até 29,5 m Km
−1
, sobrepondo o que
foi encontrado aqui (23,1 m Km
−1
).
Figura 4.25 - Relevo da região próximo a Fz. Nossa Senhora Aparecida (ponto
vermelho).
Fonte: Embrapa (2009).
72
Segundo os critérios de Angevine et al. (2001), que avaliou o tempo de início
e final da erosão da CLN, determina-se o horário da inversão do fluxo de calor
sensível, que ocorre depois do nascer do Sol, como o início da erosão da CLN e
o horário do desenvolvimento da CLC atingir 200 m como sendo a sua completa
erosão. Durante o experimento RaCCI/LBA 2002, o Sol teve seu nascimento
por volta das 05:47 HL, proporcionando fluxos de calor sensível nulos, ou seja,
iniciando a erosão da CLN em um tempo médio de 1 hora após o nascer do Sol.
Apesar da diferença de latitudes entre a região estudada neste experimento e
aqueles pesquisadas por Angevine et al. (2001) em latitudes médias (Illinois/USA
e Cabauw/Holanda), os resultados mostraram tempos de início da erosão bem
próximos, o que pode indicar que 1 hora após o nascer do Sol é um tempo
padrão da atmosfera para iniciar a erosão. Vale ressaltar que esse tempo pode
ser influenciado por vários fatores: umidade do solo, nebulosidade, precipitação,
ventos for tes, entre outros. O final da erosão da CLN não pôde ser obtido devido
a falta de mais perfis de temperatura, com os quais pudesse observar o tempo
médio em que a CLC atinge os 200 m, método definido por Angevine et al. (2001).
4.4 Regimes de turbulência na CLN
As características da turbulência foram observadas através dos métodos do
número de Richardson (Ri) e do parâmetro de Monin-Obukhov (z/L). Isto
possibilitou caracterizar os tipos de turbulência que influenciaram na época de
transição, sendo os resultados comparados com aqueles obtidos por Santos
(2005a) para a estação chuvosa.
A definição dos limites numéricos para os regimes pouco estável e muito estável
(
1
e
2
), respectivamente, foi dada através da organização dos fluxos médios
negativos de calor sensível (em K m s
−1
) confrontadas com as médias do
parâmetro de estabilidade (z/L). Sendo os valores de
1
e
2
definidos como os
valores de z/L no primeiro (0,017 K m s
−1
) e o segundo máximo (0,016 K m s
−1
)
observados no fluxo negativo de calor, respectivamente
1
= 20,5 e
2
= 23,3
(Figura 4.26). Os valores dos coeficientes e, observados na época úmida por
Santos (2005a), obtidos no mês de fevereiro, uma das épocas mais chuvosas,
foram de
1
= 10,8 e
2
= 11,8.
Durante a estação úmida do experimento WetAMC-LBA, Santos (2005a),
constatou que a CLN esteve, predominantemente, sob o regime de turbulência
73
Figura 4.26 - Variação do fluxo de calor (w
θ
) com a estabilidade (z/L), na época de
transição do experimento RaCCI/LBA.
fracamente estável. Para o experimento RACCI 2002 foi observado uma maior
influência de regime fracamente estável (RPE), mas ocorreu uma quantidade
significativa de regime de muita estabilidade (RME). A região apresentou
intensas atividades convectivas, como exemplo os sistemas convectivos de
mesoescala que provocaram as anomalias (capítulo 4.2), o que costuma
aumentar os valores de umidade específica, principalmente na superfície,
que geralmente contribui para a uma maior formação de nuvens e um lento
resfriamento da temperatura de superfície.
As análises do parâmetro de estabilidade obtidas por Monin-Obukhov, na divisão
entre os períodos previamente citado do experimento, mostram que no período
mais seco da transição (fase I) ocorrem mais RPE, se comparado ao período
mais úmido (fase II) que apresenta dois picos mais intensos de RME no iníco
(17:30 HL) e fim (06:00 HL) da noite. O fato é que o fluxo de calor em superfície
durante à noite (Figura 4.27b) teve maiores resfriamentos durante a fase II o
que ajudou na formação de RME, o que também pode ter sido influênciado por
suprimento da turbulência mecânica, mecanismo que pode ocasionar inversão
térmica. A presença de turbulência mecânica provoca a mistura de turbilhões.
Já as análises feitas através dos perfis do número de Richardson gradiente, nos
primeiros 200 m, mostrou que o regime de estabilidade apresentou mais casos
de valores superiores ao Ri critico (=0,25). Em termos de porcentagem, em
53,8% do tempo a CLN demonstrou valores com média de Ri igual a 14,6, contra
74
Figura 4.27 - Variação do (a) parametro estabilidade - z/L - e (b) do fluxo de calor -
(w
θ
). Em preto a média do período completo de transição do experimento
RaCCI/LBA; vermelho a fase I (11 de setembro a 07 de outubro), período
mais seco; e em azul fase II (08 de outubro a 03 de novembro) período
mais úmido.
36,2% de valores inferiores (média de -1,7). Demonstrando que nessa camada
mais baixa, camada mais estável, houve uma estabilidade mais forte. Acima
dessa camada, observa-se uma camada mais misturada, com Ri tendendo a
neutralidade (Ri ≈ 0), concordando com a definição da CR que possui uma
mistura vertical formada pela turbulência. Na Figura 4.28 é possível verificar
uma intensificação da estabilidade entre 20 e 02 HL. As 08 HL, pouco acima
de 50 m, uma provável formação da CLC próximo a superfície. A diferença do
resultado constatado pelo parâmetro de Monin-Obukhov, provavelmente se deu
pelo número de Richardson ser um método mais simplificado.
75
Figura 4.28 - Perfis médios do numero de Richardson gradiente (Ri) para todo o período
do experimento RaCCI/LBA na pastagem.
4.5 Jatos Noturnos (JN) na Camada Limite Noturna
Na área de pastagem a ocorrência de JN foi analisada a partir de 108 perfis
de vento obtidos pelas radiossondas, sendo observados, na definção de JN os
critérios sugeridos por Bonner (1966), a saber: velocidades máximas maior ou
igual a 5 m s
−1
, com cisalhamento superior e inferior do eixo do jato a partir de
1,5 s
−1
; altura do eixo (em m), quando existir um JN; e sua direção.
Foi encontrada uma quantidade de 32 ocorrências (26,0 %) de JN (Tabela 4.12)
entre os horários das 20, 02 e 08 HL, o que é bem superior aos encontrados
por Santos (2005a), que apresentou 29 casos (8,9 %) no período chuvoso e
14 casos (9,7 %) no período seco. Este fato sugere que o período de transição
possa apresentar uma maior ocorrência de JN. Vale ressaltar que Santos (2005a)
utilizou a mesma metodologia deste trabalho, sendo que os horários analisados
foram às 18, 00, 06 e 09 HL (estação seca) e às 23, 02, 05 e 08 HL (estação
úmida). O aumento da quantidade de casos no período de transição pode ser
explicado pelas características da estabilidade da atmosfera, partindo de uma
situação mais estável (seca) para outra com maior instabilidade (úmida).
A Tabela 4.13 apresenta as observações de JN com as respectivas data e hora
da ocorrência para todo o experimento. Houve um grande número de ocorrências
de JN às 20 HL (13 casos), sendo que alguns deles permaneceram até o início
da manhã seguinte, fato que foi observado pelas radiossondagens das 08 HL (10
casos). Santos (2005a) constatou que, no período seco, a maior predominância
é durante o inicio da manhã (06 HL), antecipando este comportamento para o
76
Tabela 4.12 - Número de casos de jatos observados durante os experimentos RBLE3
(estação seca), WetAMC-LBA (estação úmida) e RaCCI (estação de
transição).
Experimentos WetAMC-LBA RBLE3 RaCCI
Estação Úmida Seca Transição
N
◦
de perfis 326 145 123
Casos 29 14 32
Freqüência 8,9 9,7 26,0
início da noite (20 HL) no período úmido. Por outro lado, os JN na época de
transição não possuem um padrão de semelhança com nenhum dos períodos,
mas uma variação de formação com o horário, já que ocorreram 10 casos às 8
HL.
Na Figura 4.29a é possível notar que a predominância da altura do JN entre
400 e 500 m foi de 28,1 %, seguido do intervalo da altura entre 300 e 400 m
(25,0 %). Também apresenta uma frequência significativa entre 600 e 700 m
(18,8 %). Essas observações se assemelharam mais a época seca, observada
por Santos (2005a). A velocidade do JN (Figura 4.29b) apresentou uma grande
quantidade de casos com velocidade superior a 10 m s
−1
(18,8%), superando
as estimativas para ambos os períodos estudados por Santos (2005a). Mas na
relação das velocidades abaixo de 10 m s
−1
mostraram um decréscimo quase
que exponencial a partir de 6 m s
−1
, respectivamente 47, 22, 9 e 3%. Com
relação a direção, predominou a direção norte, assim como na época chuvosa.
Dados de re-análise, obtidos do NCEP/NOAA em 1000hPa, para o perodo seco
do ano de 2002, mostram que a média de velocidade do vento no período seco
com 10,6 m s
−1
e direção de sudoeste é maior que as épocas de transição e
úmida, respectivamente 2,8 (NO) e 7,1 m s
−1
(NE). Ou seja, no geral a época
de transição tem um vento médio de velocidades menores, mas dentro dessas
médias apresentam mais velocidades superiores a 1 m s
−1
, demonstrando assim
alta variabilidade.
A estrutura dinâmica e termodinâmica da CLN na presença dos JN foi analisada
através dos perfis verticais com as seguintes variáveis: temperatura potencial
(θ), umidade específica (q) e velocidade do vento (V) para características
físicas (altura da CLN e umidade); e gradiente vertical de temperatura (∂θ/∂z),
77
Tabela 4.13 - Altura e Velocidade dos JN observados durante o RaCCI (estação de
transição), sobre a Pastagem.
Dia Hora Altura do eixo do jato Velocidade do vento Direção do vento
Local (m) (m s
−1
) (
◦
posição)
19/09 20:00 478 7,9 357 N
20/09 02:00 690 8,6 353 N
20/09 20:00 356 5,1 349 N
21/09 20:00 232 5,8 199 S
22/09 02:00 308 6,4 150 SE
22/09 08:00 348 6,6 299 NO
24/09 02:00 156 10,3 218 SO
24/09 08:00 759 12,6 139 SE
28/09 20:00 627 6,6 357 N
29/09 20:00 498 6,5 22 N
30/09 20:00 299 6,8 356 N
2/10 20:00 462 5,9 335 NO
3/10 08:00 447 6,5 322 NO
3/10 20:00 299 7,6 357 N
4/10 08:00 474 5,8 316 NO
5/10 08:00 439 7,1 19 N
7/10 08:00 673 12,2 5 N
14/10 08:00 590 7,0 329 NO
16/10 08:00 164 7,0 92 L
16/10 0:00 341 7,0 22 N
20/10 20:00 509 6,4 333 NO
21/10 02:00 453 9,8 339 N
21/10 20:00 395 7,8 13 N
22/10 20:00 425 7,3 198 S
23/10 02:00 607 7,4 147 SE
24/10 02:00 358 8,2 347 N
25/10 02:00 363 8,0 334 NO
25/10 08:00 330 5,4 344 N
28/10 20:00 496 11,4 20 N
29/10 02:00 690 14,3 331 NO
30/10 02:00 533 8,3 316 NO
3/11 08:00 683 11,1 288 O
cisalhamento do vento médio (S) e o número de Richardson gradiente (Ri
g
) para
as características de desenvolvimento e evolução com a altura (estabilidade).
78
Figura 4.29 - Histogramas dos casos de jatos noturnos observados na fazenda N
a
Senhora, em Rondônia, durante o experimento RaCCI/LBA 2002: a) altura
do JN (hj); b) velocidade do vento no JN (Vj).
A altura do eixo dos JN foi, em sua maioria dos casos, acima das alturas
observadas da CLN. Dos 32 casos, em 3 deles não foram possíveis de identificar
com certeza a altura da CLN, por apresentarem uma situação em que ocorreu
uma camada rasa de mistura, provavelmente pela ação do vento (turbulência
mecânica). Duas destas situações foram consideradas como casos anômalos,
noite de 28-29/10, comentados no capítulo 4.2, já que no exato momento da
medição não foi observada precipitação e a outra ocorrência por apresentar uma
estrutura muito estável impossibilitando uma certeza na marcação da altura da
CLN. A média da altura para os JN foi de 452,5 ± 155,0 m e para a CLN nos dias
de jato foi de 291,9 ± 112,0 m. Considerando a média dos desvios padrão (134,0
m), apenas 13 casos determinaram uma boa aproximação entre as alturas (JN
x CLN), ou seja, apenas esses casos ficaram na margem do desvio padrão da
79
altura da CLN, enquanto os 16 restantes a superestimaram.
Analisando as características superiores (subscrito a) e inferiores (subscrito
b) ao JN, verificou-se pelo gradiente vertical de temperatura que houve uma
concordância com os resultados obtidos aos de Santos (2005a), no qual (∂θ/∂z)b
foi maior que (∂θ/∂z)a. As médias dos gradiente (Figura 4.30) nas noites em
que ocorreram os JN apresentam uma configuração de tendência de CLN mais
estável em transição para uma instabilidade, demonstrando um bom padrão de
época de transição. Isso pode ser comprovado através da Energia para a Inibição
que apresentam uma variação positiva de energia disponível nos dias de JN,
respectivamente de 6,8 J kg
−1
e uma variação negativa de -2,2 J kg
−1
h. As
médias totais para esses dias foram para CAPE de 136,9 ± 196,0 J kg
−1
, e para
CIN de 93,3 ± 104,0 J kg
−1
.
Figura 4.30 - Médias dos gradientes verticais de temperatura acima (subscrito a) e
abaixo (subscrito b) do Jato Noturno.
A evolução do (∂θ/∂z) mostrou um equilíbrio, intercalando entre aumento e
diminuição de (∂θ/∂z) com a altura nos primeiros metros abaixo do jato. Sendo
observado no número de Richardson que no mesmo nível os valores foram em
geral próximos de zero indicando a presença de turbulência fraca abaixo do jato,
acima nota-se uma aumento na turbulência. As Figuras 4.31a, 4.31b e 4.31c,
mostram exemplos de casos de JN em 3 diferentes datas: auge da estação seca,
início da transição e outra próxima do início da estação úmida. No primeiro caso,
80
20/0s 20HL, a CLN alcançou 209,8 m enquanto o JN foi mais alto com 355,8 m
a uma velocidade de 5,1 m s
−1
. O número de Richardson apresenta uma fraca
turbulência em baixos níveis, já na altura dos JN a turbulência encontrada foi
maior. interessante notar a ocorrência de um gradiente vertical de temperatura
de 0,022 K m
−1
(o maior valor registrado) abaixo do jato, configurando-o como
um dos mais estáveis, o que pode ser comprovado pelo perfil de temperatura
que se apresenta com um desenvolvimento estável bem definido. Na Figura
4.31b, a diferença entre os (∂θ/∂z) acima e abaixo dos JN, respectivamente
para as 20HL (0,012 K m
−1
) e 08HL (0,005 K m
−1
) mostraram uma variação
da estrutura da CLN na mesma noite. Dois prováveis fatores podem ser a
ocorrência de queimadas nas redondezas registrada durante a tarde do dia 02/10
(CLIMANÁLISE, 2002) ou o acoplamento de alguns sistemas convectivos, o que é
capaz de alterar a estrutura da CLN aquecendo a atmosfera acima da superfície,
como analisado nos estudos de casos (capítulo 4.2). Nos últimos perfis, a
estrutura da CLN foram bem menos estáveis, com fracas turbulências e com
umidade específica alta registrada na superfície. As variações de temperatura
com a altura foram muito pequenas, possuindo gradientes maiores na parte
superior ao jato no dia 29/10 02 HL. No último caso, apesar de não haver
precipitação antes ou durante a medição, a determinação da CLN foi de grande
incerteza, por isso não serão utilizadas.
81
Figura 4.31 - Exemplo da estrutura da CLN sobre a pastagem, na presença de JN,
durante o RBLE3. Perfis verticais da velocidade do vento (ff), Número
de Richardson de gradiente (Ri), Temperatura potencial (θ) e umidade
especifica (q), obtidos por radiossonda para as noites de 21/09 às 20HL (a),
02-03/10 às 20HL e 08HL, e 28-29/10 às 20HL e 02HL, respectivamente.
82
5 CONCLUSÃO
Através de medidas observacionais num sítio de pastagem da Amazônia durante
a época de transição (seca para chuvosa) no experimento RaCCI/LBA 2002, foi
realizado este trabalho que teve como objetivo principal caracterizar a estrutura
e a dinâmica da CLN. Através dessas análises, concluiu-se que:
• A estrutura da CLN medida por vários instrumentos diferentes (BC,
RS e SODAR) em conjunto com dados de superfície de uma EMA
consolidada, foi divididas em duas etapas:
– A primeira etapa foi realizada durante 11 dias no mês de outubro
com medições de BC, o que possibilitou análises mais detalhadas
da CLN devido a periodicidade dos içamentos e seu tempo de
medição durante a ascenção. As observações dos instrumentos
de BC e RS mostraram medidas mais semelhantes entre a altura
da CLN (hi) e componentes do vento. As alturas da CLN foram
mais próximas da estação seca para o BC e a RS atingindo
com médias máximas de 247,2 e 348,2 m, respectivamente.
Entretanto, o SODAR, utilizando a velocidade máxima como
parâmetro para estimar hi, demonstrou uma relação melhor com
a época úmida, superestimando os instrumentos do BC e RS.
A altura calculada pelo software da REMTECH não representa
a altura da CLN, mas uma estimativa de CR, apresentando
difereça de 557,4 m entre as alturas. Durante o experimento, houve
alguns içamentos de BC com 2 instrumentos, com o intuito de
perceber alterações mais bruscas num espaço de tempo ainda
menor. Esses içamentos deter minaram pequenas diferenças nas
medidas, entretanto estas expressaram variabilidades maiores que
a resolução dos instrumentos.
– A segunda etapa, com todos os dados do experimento RaCCI/LBA
2002, utilizou apenas dados de EMA, RS e SODAR. Todo o período
apresentou maior semelhança com a estação seca, mostrando que
durante a transição, de setembro a novembro, as características
foram ainda de característica seca. Isto é um indício de que,
apesar da ocorrência de chuvas espessas e isoladas, não ocorreu
83
o início da estação chuvosa. A taxa de crescimento da altura
da CLN atingiu uma média de 14,2 m h
−1
. A energia disponível
para convecção (CAPE) nessa época foi de 136,9 J kg
−1
e de
inibição (CIN) de 93,3 J kg
−1
. Dividindo o período em duas fases,
observando o contraste da altura da CLN nos períodos seco (fase
I: 11/09 a 07/10) e chuvoso (08/10 a 03/11) da transição, os
resultados superaram os a média da estações seca (diferença de
13,9 m) e chuvosa (diferença de 57,2 m).
• A estrutura da CLN é fortemente influenciada por fatores de
grande escala em seu desenvolvimento, algumas vezes alterando e
causando anomalias em seu padrão clássico, como determinado na
literatura clássica. Nas análises efetuadas verificou-se que fenômenos
atmosféricos, como os sistemas convectivos de mesoescala, ao gerar
fortes movimentos verticais descendentes (downdraft), podem causar
uma anomalia que forma uma camada de mistura durante o período
noturno. Notou-se também uma inversão na direção do vento e uma
intensificação do vento próximo a superfície.
• Durante o experimento RaCCI/LBA 2002, o Sol teve seu nascimento
por volta das 05:47 HL e através das análises da inversão do
fluxo em superfície, determina-se um início para a erosão da CLN
aproximadamente 1 hora após o nascer do Sol. Durante a erosão da
CLN, o fluxo de energia da superfície totaliza, em média, 79,2 m K,
resultando em 30% do aquecimento total. Entretanto, a diferença entre
o aquecimento da camada limite com as estimativas dos fluxos de
calor apresentaram diferenças bem menores que as estações seca e
chuvosa, ou seja, um maior equilíbrio. O aquecimento em função do
tempo concordou com valores das épocas seca e úmida sugerindo a
existência de advecção.
• O regime turbulento da CLN, observado pelo parâmetro de Monin-
Obukhov, nesse período foi, predominantemente, de fraca estabilidade,
semelhante aos dadosde outro experimento (LBA/TRMM). Dividindo
o período nas fases I e II, descritas anter iormente, encontra-se mais
picos de forte estabilidade na fase mais seca, sugerindo que essa
característica foi causadas pelo surgimento de turbulência mecânica.
84
Já os cálculos pelo número de Richardson gradiente (Ri) sugere que
53,8% dos valores são superiores ao número critico (0,25), induzindo
forte estabilidade.
• Os JN ocorreram em maior quantidade na época de transição (32
casos), em comparação com os outros períodos, podendo ser explicado
pelo fato de que as características de estabilidade da atmosfera ainda
não estarem fortemente estabelecida. A predominância da altura foi
entre 400 e 500 m, assemelhando-se ao período seco, entretanto a
direção dos ventos foi de norte, característica do período úmido. Quanto
a magnitude das rajadas, as velocidades abaixo de 10 m s
−1
(19%)
mostraram um decréscimo quase que exponencial a partir de 6 m s
−1
.
Sugere-se então, a partir destes resultados e visando um melhor entendimento
das características da CLN na Amazônia, os seguintes trabalhos:
• Estudar com mais detalhamento as forçantes externas na CLN
aplicadas pela orografia situada próximo ao sítio estudado, avaliando
quanto e como a elevação afeta o desenvolvimento e as características
da CLN. Pode ser realizado com a utilização de dados de SODAR e
radiossonda, os quais são realizados com mais frequência, e a de um
modelo atmosferico com bom detalhamento da área.
• Realizar um experimento similar durante a época de transição da
estação úmida a seca (de março a abril), para se observar as diferenças
entre o desenvolvimento da CLN sobre a influência de uma época
inicialmente úmida. Utilizando os mesmos instrumentos e métodos
deste trabalho, seria possível obter as características necessárias
para comparação. Uma vez que haja água disponível no solo as
diferenças entre as características da floresta e pastagem tendem a ser
suavizadas. Embora não tenha experimentos nessa época, estima-se
que a CLN teria uma relação maior com a época úmida.
• Analisar a influência de queimadas, tanto em uma área de pastagem
como em uma de floresta, com o intuito de verificar seus efeitos na CLN.
Dados de queimadas, que podem ser obtidos através dos produtos de
satélite NOAA, e simulações de modelo com simulações de turbilhões
de largas escala (Large-Eddy Simulation - LES) podem ser utilizados.
85
• Modelar através de um modelo de nuvem, o downdraft que ocorreu na
pastagem, identificando com mais clareza os efeitos causados na CLN
e na região.
86
REFERÊNCIAS BIBLIOGRÁFICAS
ANDREAS, E.; CLAFFY, K.; MAKSHTAS, A. Low-level atmospheric jets and
inversions over the western weddell sea. Boundary-Layer Meteorology, v. 97,
n. 3, p. 459–486, Dec 2000. 32
ANGEVINE, W. Transitional, entraining, cloudy, and coastal boundary layers.
Acta Geophysica, v. 56, n. 1, p. 2–20, Mar. 2008. 15, 16
ANGEVINE, W.; BALTINK, H.; BOSVELD, F. Observations of the morning
transition of the convective boundary layer. Boundary-Layer Meteorology,
v. 101, n. 2, p. 209–227, Nov. 2001. 6, 15, 16, 73
ARRITT, R.; RINK, T.; SEGAL, M.; TODEY, D.; CLARK, C.; MITCHELL, M.;
LABAS, K. The great plains low-level jet during the warm season of 1993.
Monthly Weather Review, v. 129, n. 9, p. 2176–2192, Set. 1997. 32
ARYA, S. Introduction to micrometeorology. [S.l.]: Academic Press, 2001.
420 p. 11, 13, 15, 30
BANTA, R.; NEWSOM, R.; LUNDQUIST, J.; PICHUGINA, Y.; COULTER, R.;
MAHRT, L. Nocturnal low-level jet characteristics over Kansas during CASES-99.
Boundary-Layer Meteorology, v. 105, n. 2, p. 221–252, Nov. 2002. 15
BEYRICH, F.; KOTRONI, V. Estimation of surface stress over a forest from sodar
measurements and its use to parameterize the stable boundary-layer height.
Boundary-Layer Meteorology, v. 66, n. 1-2, p. 93–103, Out. 1993. 13
BONNER, W. Case study of thunderstorm activity in relation to the low-level jet.
Monthly Weather Review, v. 94, n. 3, p. 167–178, Mar. 1966. 76
CARNEIRO, G. O Jato em Baixos Níveis na América do Sul: avaliação do
desempenho do modelo Eta/CPTEC durante o SALLJEX. 127 p. Dissertação
(Mestrado em Meteorologia) — Instituto Nacional de Pesquisas Espaciais
(INPE), São José dos Campos, 2005. 32
CARSON, C.; LYRA, R. Comparação do perfil de vento medido por
radiossondas e por um sodar durante o experimento DRYTOWET-AMC/LBA.
Revista Brasileira de Meteorologia, v. 24, n. 3, p. 356–363, Fev. 2009. 52
87
CARSON, D. An introduction to the paramemzation of land-surface process.
Part I: radiation and turbulence. The Meteorological Magazine, v. 116, n. 1381,
p. 229–242, 1987. 2
CARVALHO, J.; VELHO, H. C.; DEGRAZIA, G. Parameterização do transporte
turbulento de contaminantes na camada limite convectiva. In: CONGRESSO
NACIONAL DE MATEMáTICA APLICADA E COMPUTACIONAL, 18., 2006,
Curitiba. [S.l.], 1995. 7
CLIMANÁLISE, B. 2002. Disponível em: <http://www.cptec.inpe.br>. 67, 81
CâMARA, G. Estimativa de desmatamento da Amazônia no período
2007-2008. Rio de Janeiro, 2008. Mesa redonda da Academia Brasileira de
Ciências. 2
CONTINI, D.; CAVA, D.; MARTANO, P.; DONATEO, A.; GRASSO, F. Boundary
layer height estimation by sodar and sonic anemometer measurements. In:
ISARS, 14., 2008, Roskilde, Denmark. [S.l.], 2008. 13
DEARDOFF, J. Parameterization of the planetary boundary layer for use in
General Circulation Models. Monthly Weather Review, v. 100, n. 2, p. 93–106,
Fev. 1972. 3
. Observed characteristics of the outer layer. in short course on the
Planetary Boundary Layer (A.K. Blackadar, ed.). American Meteorological
Society, 1978. 13
DIAS, M. S.; PETERSEN, W.; DIAS, P. S.; CIFELLI, R.; BETTS, A.; LONGO, M.;
GOMES, A.; FISCH, G.; LIMA, M.; ANTONIO, M.; ALBRECHT, R. Journal of
Geophysical Research, v. 107, n. D20, 2002. 2
DORAN, J.; BERKOWITZ, C.; COULTER, R.; SPICER, C.; SHAW, W. The 2001
Phoenix Sunrise experiment: vertical mixing and chemistry during the morning
transition in Phoenix. Atmospheric Environment, v. 37, n. 17, p. 2365–2377,
Jun. 2003. 16
EMBRAPA. 2009. Disponível em:
<http://www.relevobr.cnpm.embrapa.br/ro/hth1/ro09_13.htm>. 72
FEARNSIDE, P. Deforestation in amazonia: dynamics, impacts and control. Acta
Amazonica, v. 36, n. 3, 2006. 1
88
FISCH, G. Camada limite amazônica: aspectos observacionais e de
modelagem. 171 p. Tese (Doutorado em Meteorologia) — Instituto Nacional de
Pesquisas Espaciais (INPE), São José dos Campos, 1995. xvi, xix, xx, 2, 3, 9,
16, 17, 19, 21, 23, 28, 29, 35, 36, 38, 41, 45, 47, 48, 56, 57, 60, 61, 70, 71
FOKEN, T. Micrometeorology. Berlin Heidelberg: Springer-Verlag, 2008. 306 p.
6, 7
GARRATT, J. The atmospheric boundary layer. Cambridge: Cambridge
University Press, 1992. 316 p. 5, 9
HOLTSLAG, A.; NIEUWSTADT, F. Scaling the atmospheric boundary layer.
Boundary-Layer Meteorology, v. 36, n. 1-2, p. 201–209, Jul. 1986. 12
INPE. 2009. Disponível em: <http://www.obt.inpe.br/prodes/>. 2
KEENAN, T.; MCBRIDE, J.; HOLLAND, G.; DAVIDSON, N.; GUNN, B. Diurnal
variations during the Australian monsoon experiment (Amex) Phase II. Monthly
Weather Review, v. 117, n. 11, p. 2535–2552, Nov. 1989. 32
KELBE, B. Features of westerly waves propagating over southern Africa during
summer. Monthly Weather Review, v. 116, n. 1, p. 60–70, Jan. 1988. 32
KRAUS, H.; MALCHER, J.; SCHALLER, E. Nocturnal low-level jet during PUKK.
Boundary-Layer Meteorology, v. 31, n. 2, p. 187–195, Fev. 1985. 15
KRISTENSEN, L.; RATHMANN, O. Extreme Winds on Denmark. Roskilde,
Denmark, 1999. 7
LAPWORTH, A. The morning transition of the nocturnal boundary layer.
Boundary-Layer Meteorology, v. 119, n. 3, p. 501–526, Jun. 2006. 9, 15
LEITE, C. Características da Camada Limite Convectiva durante a transição
da estação seca para chuvosa na Amazônia - Comparação
Floresta/Pastagem (DRY TO WET AMC/LBA - 2002). Dissertação (Mestrado
em Meteorologia) — Universidade Federal de Alagoas (UFAL), Maceió, 2004. 18
MADDOX, R. Meoscale convective complexes. American Meteorological
Society, v. 61, n. 11. 67
89
MAHRT, L.; SUN, J.; BLUMEN, W.; DELANY, T.; ONCLEY, S. Nocturnal
boundary layer regimes. Boundary-Layer Meteorology, v. 88, n. 2, p. 255–278,
Ago. 1998. 10, 31
MALHI, Y. The significance of the dual solutions for heat flux measured by the
temperature fluctuations method in stable conditions. Boundary-Layer
Meteorology, v. 74, n. 4, p. 389–396, Jun. 1995. 10
MANN, J.; DELLWIK, E.; BINGöL, F.; RATHMAN, O. Laser measurements of
flow over a forest. In: ISARS, 14., 2008, Roskilde, Denmark. [S.l.], 2008. 14
ÂNGELO, H.; Sá, S. de. O desflorestamento na Amazônia brasileira. Ciência
Florestal, v. 17, n. 3, p. 217–227, Jul-Set 2007. 1
NIEUWSTADT, F. The turbulent structure of the stable, nocturnal boundary layer.
Journal of Atmospheric Science, v. 41, n. 14, p. 2202–2216, Jul. 1984. 12
NIEUWSTADT, F.; DRIEDONKS, A. The nocturnal boundary layer: a case study
compared with model calculations. Journal of Applied Meteorology, v. 18,
n. 11, p. 1397–1405, Nov. 1979. 10
NOBRE, C.; SAMPAIO, G.; SALAZAR, L. Ciência e Cultura, v. 59, n. 3, Jul.
2007. 1, 2
OHYA, Y.; NAKAMURA, R.; UCHIDA, T. Boundary-Layer Meteorology, v. 126,
n. 3, p. 349–363, Mar. 2008. 15
OHYA, Y.; NEFF, E.; MERONEY, R. Boundary-Layer Meteorology, v. 83, n. 1,
p. 139–161, Abr. 1997. 10
OKE, T. Boundary Layer Climates. New York: Halsted Press, 1988. 435 p. 8
OLIVEIRA, P. Estudo do vento e da turbulência na camada limite
atmosférica em áreas de floresta e pastagem na Amazônia. 108 p.
Dissertação (Mestrado em Meteorologia) — Instituto Nacional de Pesquisas
Espaciais (INPE), São José dos Campos, 1999. 8
ORLANSKI, I. Bulletin of American Meteorological Society, v. 56, n. 5, p.
527–530, Mai. 1975. 67
PERES, C. Why we need Amazonian Mega-reserves. Natureza and
Conservação, v. 3, n. 1, p. 8–16, 2005. 1
90
PICHUGINA, Y.; BANTA, R.; KELLEY, N.; BREWER, W.; SANDBERG, S.;
MACHOL, J.; JONKMAN, B. Remote sensing of the nocturnal boundary layer for
wind energy applications. In: ISARS, 14., 2008, Roskilde, Denmark. [S.l.], 2008.
13
POULOS, G.; BLUMEN, W.; FRITTS, D.; LUNDQUIST, J.; SUN, J.; BURNS, S.;
NAPPO, C.; BANTA, R.; NEWSOM, R.; CUXART, J.; TERRADELLAS, E.;
BALSLEY, B.; JENSEN, M. Bulletin of the American Meteorological Society,
v. 83, n. 4, p. 555–581, Abr. 2002. 11
QUEIROZ, M. Termodinâmica da Camada Limite Atmosférica na Amazônia
(TECLA) - Influência dos efeitos locais e dos fenômenos de mesoescala.
127 p. Dissertação (Mestrado em Meteorologia) — Universidade Federal de
Alagoas (UFAL), Maceió, 2008. 19
RANDOW, C. V.; MANZI, A.; KRUIJT, B.; OLIVEIRA, P. de; ZANCHI, F.; SILVA,
R.; HODNETT, M.; GASH, J.; ELBERS, J.; WATERLOO, M.; CARDOSO, F.;
KABAT, P. Theoretical and Applied Climatology, v. 78, n. 1-3, p. 5–26, Jun.
2004. 54
ROCHA, C. Termodinâmica da Camada Limite Atmosférica durante a
estação chuvosa no Oeste da Amazônia - LBA/TRMM 1999. 100 p.
Dissertação (Mestrado em Meteorologia) — Universidade Federal de Alagoas
(UFAL), Maceió, 2003. xix, xx, 41, 45, 46, 56, 57, 58
SALMOND, J.; MCKENDRY, I. Progress in Physical Geography, v. 29, n. 2, p.
171–188, Jun. 2005. 11
SANTOS, L. Análise e Caracterização da Camada Limite Convectiva em
Área de Pastagem, durante o Período de Transição entre a Estação Seca e
Chuvosa na Amazônia (Experimento RACCI-LBA/Rondônia). 122 p.
Dissertação (Mestrado em Meteorologia) — Instituto Nacional de Pesquisas
Especiais (INPE), São José dos Campos, 2005b. 18, 22, 62
SANTOS, R. dos. Estudos da Camada Limite Noturna na Amazônia. 177 p.
Tese (Doutorado em Meteorologia) — Instituto Nacional de Pesquisas Especiais
(INPE), São José dos Campos, 2005a. xvi, xix, xx, 3, 9, 10, 11, 12, 13, 15, 16,
17, 19, 20, 28, 31, 32, 35, 36, 38, 45, 47, 48, 56, 58, 60, 61, 70, 71, 73, 76, 77,
80
91
SEIBERT, P.; BEYRICH, F.; GRYNING, S.; JOFFREY, S.; RASMUSSEN, A.;
TERCIER, P. Atmospheric Environment, v. 34, n. 7, p. 1001–1027, 2000. 14
SHAW, W.; DORAN, J.; COULTER, R. Atmospheric Environment, v. 39, n. 4,
p. 773–786, Fev. 2005. 16
SILVA, C. Comportamento da Camada Limite Atmosférica na Amazônia
durante a transição da estação seca para chuvosa. Dissertação (Mestrado
em Meteorologia) — Universidade Federal de Alagoas (UFAL), Maceió, 2005.
xix, xx, 18, 28, 41, 45, 56, 57, 70
SKYLLINGSTAD, E. Boundary-Layer Meteorology, v. 106, n. 2, p. 217–243,
Fev. 2003. 72
SMEDMAN, A. Boundary-Layer Meteorology, v. 44, n. 3, p. 231–253, Ago.
1988. 10
SOUZA, F. Conservation: how much more information is necessary? Natureza
and Conservação, v. 3, n. 1, 2005. 1
STULL, R. An introduction to boundary layer meteorology. Dordrecht:
Kluwer Academic Publishers, 1988. 666 p. 5, 6, 8, 15, 28, 32, 62, 64
. Meteorology for Scientists and Engineers. Pacific Grove: Brooks /
Cole, 2000. 502 p. 6
TAO, S.; CHEN, L. A review of recent research on the East Asian summer
monsoon in China. In: CHANG, C.; KRISHNAMURTI, T. (Ed.). Monsoon
Meteorology. Oxford: University Press, 1987. p. 60–92. 32
TóTA, J. Estimativa regional de fluxos de calor sensível e latente em áreas
de floresta e pastagem na Amazônia. 113 p. Dissertação (Mestrado em
Meteorologia) — Instituto Nacional de Pesquisas Especiais (INPE), São José
dos Campos, 1998. 2
VERISSIMO, A.; BARRETO, P.; TARIFA, R.; UHL, C. Forest Ecology and
Management, v. 72, p. 39–60, Mar. 1995. 1
VERNEKAR, K.; MOHAN, B.; SAXENA, S.; PATIL, M. Journal of Applied
Meteorology, v. 32, n. 8, p. 1426–1432, Ago. 1993. 28
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PUBLICAÇÕES TÉCNICO-CIENTÍFICAS EDITADAS PELO INPE
Teses e Dissertações (TDI) Manuais Técnicos (MAN)
Teses e Dissertações apresentadas
nos Cursos de Pós-Graduação do
INPE.
São publicações de caráter técnico
que incluem normas, procedimentos,
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Notas Técnico-Científicas (NTC) Relatórios de Pesquisa (RPQ)
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e experimentos, apresentação de
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de projetos de engenharia.
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técnica quanto científica, cujo nível
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São propostas de projetos técnico-
científicos
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Incluem apostilas, notas de aula e
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São os ser iados técnico-científicos:
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Constam destas publicações o
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(ISSN), que é um código único e
definitivo para identificação de títulos
de seriados.
São a seqüência
de instruções ou códigos, expressos
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compilada ou interpretada, a ser
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alcançar um deter minado objetivo.
Aceitam-se tanto programas fonte
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Todos os artigos publicados em
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