ESTUDOS DA CAMADA LIMITE NOTURNA NA AMAZÔNIA

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1 INPE TDI/1158 ESTUDOS DA CAMADA LIMITE NOTURNA NA AMAZÔNIA Rosa Maria Nascimento dos Santos Tese de Doutorado do Curso de Pós-Graduação em Meteorologia, orientada pelo Dr. Gilberto Fernando Fisch, aprovada em 31 de março de INPE São José dos Campos 2007

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4 INPE TDI/1158 ESTUDOS DA CAMADA LIMITE NOTURNA NA AMAZÔNIA Rosa Maria Nascimento dos Santos Tese de Doutorado do Curso de Pós-Graduação em Meteorologia, orientada pelo Dr. Gilberto Fernando Fisch, aprovada em 31 de março de INPE São José dos Campos 2007

5 (811.3) Santos, R. M. N. Estudos da camada limite noturna na Amazônia / Rosa Maria Nascimento dos Santos. - São José dos Campos: INPE, p. ; (INPE TDI/1158) 1. Camada limite noturna. 2. Amazônia. 3. Climatologia. 4. Simulação. 5. Floresta Tropical. I. Título.

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8 A minha mãe, VILMA N. SANTOS e a minha avó, ELZA NASCIMENTO.

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10 AGRADECIMENTOS Agradeço a todas pessoas que me ajudaram a vencer mais esta etapa da vida. À minha mãe, Vilma, por sempre acreditar na importância do estudo. As Amigas Solange Souza, Alexandra Lima, Sylvia Elaine Farias, Rita da Silva e Cíntia Vasconcelos, pela amizade e companheirismo demonstrados. Ao meu orientador Prof. Dr. Gilberto Fernando Fisch pelo conhecimento passado, e pela orientação e apoio na realização deste trabalho. Ao Prof. Dr. Albertus J. (Han) Dolman e ao Dr Maarten Waterloo, da Vrije Universiteit (VU) Amsterdam, pelo apoio e orientação durante o tempo em estive naquela instituição. A todo o Grupo de pesquisadores do Departamento de Ciências Geo-Ambientais da VU, por me receberem tão bem. Aos Amigos Alessandro Araújo, Celso von Randow, Jaqueline Araújo, Glenda e Dedé (Ana Luíza), e Cojona Waterloo, pelo companheirismo e carinho com que me acolheram. Aos meus amigos e companheiros de doutorado Francis Wagner e José Augusto, por partilharem as horas boas e os momentos de sufoco ao longo do curso. Ao Dr. Michael Ek, por me ajudar com o modelo numérico, fornecendo a versão que utilizei no trabalho. À Coordenação de Aperfeiçoamento de Pessoal de Nível Superior - CAPES, pelos 4 anos de bolsa e auxilio financeiro, no Brasil e no tempo que passei na Holanda, e pelas viagens a congressos nacionais. Ao Instituto Nacional de Pesquisas Espaciais - INPE pela oportunidade de estudos e utilização de suas instalações. Aos professores do DMA/CPTEC/ INPE pelo conhecimento compartilhado. A todos que me ajudaram, direta ou indiretamente, nesta empreitada, muito obrigada.

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12 RESUMO Este trabalho tem por objetivo estudar a estrutura e dinâmica da Camada Limite Noturna na Amazônia, sobre áreas de floresta tropical e áreas desmatadas (pastagem), determinando suas características durante as épocas seca e chuvosa na região, e os principais mecanismos que controlam seu desenvolvimento. Para tanto, foram utilizados 2 conjuntos de dados para as estações seca e úmida coletados em 3 sítios experimentais (RM, Floresta e FNS) localizados no Estado de Rondônia. O estudo foi desenvolvido em duas partes: uma observacional, que descreve a estrutura e a evolução da CLN, observadas em Rondônia durante os dois períodos em que os dados foram coletados; e a outra de modelagem, na qual as características da CLN são simuladas por um modelo numérico, para tentar entender os processos e mecanismos que controlam seu desenvolvimento. As análises dos resultados apontaram que a estrutura da CLN foi melhor caracterizada durante a estação seca, quando os efeitos locais predominam e que durante a estação úmida torna-se mais difícil caracterizar e identificar padrões de comportamento na CLN, devido à interação que muitas vezes ocorre entre os fenômenos atmosféricos de escala local os de grande e meso-escala (cuja atuação é mais intensa na região, durante a época úmida). E que em geral a área de transição florestapastagem (RM) apresentou padrões de desenvolvimento similares aos da floresta até o horário de 06 hl e, durante os horários de transição (final da tarde e início da manhã entre 06 e 07 hl), esses padrões foram mais próximos daqueles encontrados na FNS. Também foi mostrado, a partir das análises da parte de modelagem, que de um modo geral, o modelo OSU-CAPS representou de forma razoável a estrutura e o desenvolvimento da CLN, sobre os três sítios utilizados para as simulações; entretanto, não conseguiu descrever muito bem o mecanismo de formação do jato (mecanismo de Blackadar).

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14 STUDIES ABOUT THE NOCTURNAL BOUNDARY LAYER IN AMAZONIA: OBSERVATIONAL AND MODELING PATTERNS ABSTRACT The goal of this work is studying the dynamics and structure of the Nocturnal Boundary Layer in Amazônia, over forest and deforested areas (pasture) and determining their characteristics during the dry and wet seasons on that region, as well as its mainly development controlling mechanisms. To this end, have been used 2 data sets for the dry and wet seasons collected on 3 field sites (RM, Forest and FNS) located in Rondônia State. This study was carried out in two parts: an observational one, which describes the structure and evolution of NBL as observed in Rondônia during the two data collection periods; and a modeling one, in which the NBL characteristics are simulated by a numerical model trying to understand the controlling mechanism and processes its development. The result analyses pointed out that the NBL structure was better described during dry season when local effect are predominant and that during the wet season it is more difficult identifying behavior patterns in the NBL due to interaction occurring between local-scale atmospheric phenomena and the meso and large-scale one (which acting is more strength during the wet period). Furthermore, in general the transition forest-pasture area (RM) presented development patterns similar to the forest ones till 06 lt and on the transition times (late at afternoon and early morning between 06 and 07 lt) these patterns were more similar to those found out on FNS. Has been also showed from modeling part analyses that the OSU-CAPS model represented NBL structure reasonable well, over the three simulation used sites, however it did not get to describe the jet origin mechanism (Blackadar s mechanism).

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16 SUMÁRIO Pág. LISTA DE FIGURAS LISTA DE TABELAS LISTA DE SÍMBOLOS LISTA DE SIGLAS E ABREVIATURAS CAPÍTULO 1 - pintroduçãop...p23 CAPÍTULO 2 - paspectos OBSERVACIONAISp...p A Camada Limite Noturnav...v A Camada Limite Amazônica: estudos anterioresv...v Sítio Experimentalv...v Climatologia da Regiãov...v Descrição Sinóticav...v Dados...v...v Sondagens Atmosféricasv...v Dados de Superfíciev...v Sistema de Sondagem Rádio Acústico (RASS)v...v Características da CLN em Rondôniav...v Estação Seca (RBLE3)v...v Estação Úmida (WetAMC-LBA)v...v Erosão da CLNv...v Erosão da CLN em Rondôniav...v Regimes de Turbulência na CLN em Rondônia...v Jatos na Camada Limite Noturna (Jatos Noturnos - JNs)v...v v- vestudo vdos vjatos vnoturnos vem vrolim vde vmoura v vsistema vde vsondagem vrádioacústico (RASS)v...v Sumário dos resultados...v...v99 CAPÍTULO 3 - paspectos DE MODELAGEMp...p Características do Modelov...v Características das Simulações...v Resultados das Simulações...v...v Simulações de controle...v Experimentos de sensibilidadev...v Sumário dos resultadosv...v147 CAPÍTULO 4 - pconclusãop...p Conclusões...v...v Recomendações para trabalhos futurosv...v156

17 REFERÊNCIAS BIBLIOGRÁFICASp...p157

18 LISTA DE FIGURAS Esquema da estrutura da CLA sobre o continente Perfis esquemáticos (θ z), através da CLA sobre o continente, sob a influência de: (a) aquecimento solar, durante o dia; (b) resfriamento radiativo de onda longa, à noite; e (c) através da Camada limite marítima (dia e noite) Mapa do Estado de Rondônia: área de abrangência do experimento WetAMC-LBA (em destaque) Média mensal da temperatura do ar na região de Ji-Paraná (RO) Média mensal da precipitação em Ji-Paraná RO: Período de Radiossonda, Balão Cativo e Torre Micrometeorológica Rondônia, a - Esquema ilustrando o princípio de funcionamento do RASS b - Ilustração do sistema RASS Perfis de temperatura Potencial (θ), mostrando o esquema de cálculo das características médias da CLN (a) Taxa média diária de aquecimento/resfriamento da superfície, durante o RBLE3; (b) Média diária da velocidade do vento à superfície durante o RBLE (a) Taxa média diária de aquecimento/resfriamento da superfície, durante o WetAMC-LBA; (b) Média diária da velocidade do vento à superfície durante o WetAMC-LBA Esquema dos perfis de temperatura potencial nos horários de 07:00 e 08:00 hl. A área hachuriada representa o aquecimento da camada entre os horários de 07 e 08 hl Noite de 13 a 14/02/99, na FNS: (a) Fluxos de calor sensível (H) e de calor latente (LE); (b) umidade específica (q); e (c) razão de Bowen (β) Fluxos de calor sensível (H) e latente (LE) em RM: a) noite de 08 a 09/02/99; b) noite de 09 a 10/02/99; c) noite de 13 a 14/02/ Evolução horária da umidade específica (q), em RM....71

19 Evolução horária da umidade específica (q), na Floresta Variação do fluxo de calor, w θ (K.m.s -1 ) com a estabilidade, z/l (adimensional), para: (a) Floresta; (b) RM (transição floresta-pastagem) e; (c) FNS(pastagem) Variação do parâmetro de estabilidade - z/l, e do fluxo de calor - w θ (K.m.s -1 ), para as noites: (a) de 11 à 12/02/99, na Floresta; (b) de 12 à 13/02/99, em RM e; (c) de 12 à 13/02/99, na FNS Perfis de temperatura potencial (θ), gradiente do número de Richardson (Ri) e, componentes zonal (u) e meridional (v) da velocidade do vento, obtidos pelo balão cativo, na noite de 11 à 12/02/99, na Floresta Perfis de temperatura potencial (θ), gradiente do número de Richardson (Ri) e, componentes zonal (u) e meridional (v) da velocidade do vento, obtidos pelo balão cativo, na noite de 12 à 13/02/99, em RM Perfis de temperatura potencial (θ), gradiente do número de Richardson (Ri) e, componentes zonal (u) e meridional (v) da velocidade do vento, obtidos pelo balão cativo, na noite de 12 à 13/02/99, na FNS a - Histogramas dos casos de jatos noturnos observados em Rondônia, durante o WetAMC-LBA: i) altura do JN (z j ); ii) velocidade do vento no JN (V j ) b - Histogramas dos casos de jatos noturnos observados em Rondônia, durante o RBLE3: i) altura do JN (z j ); ii) velocidade do vento no JN (V j ) Exemplo da estrutura da CLN sobre a floresta, na presença de JN, durante o RBLE3. Perfis verticais da Velocidade do vento, Número de Richardson de gradiente (Ri), Temperatura potencial (θ) e umidade específica (q), obtidos por radiossondagem para os dias 19 e 21/08/94 às 00 hl e 06 hl, respectivamente Exemplo da estrutura da CLN sobre a FNS (pastagem) na presença de JN, durante o RBLE3. Perfis verticais da Velocidade do vento, Número de Richardson de gradiente (Ri), Temperatura potencial (θ) e umidade específica (q), obtidos por radiossondagem para 15/08/94 às 00 hl e 06 hl Exemplo da estrutura da CLN sobre a floresta, na presença de JN, durante o WetAMC-LBA. Perfis verticais da Velocidade do vento, Número de Richardson de gradiente (Ri), Temperatura potencial (θ) e umidade específica (q), obtidos por radiossondagem para o dia 03/02/99 às 05 hl e 08 hl....93

20 Exemplo da estrutura da CLN sobre a FNS, na presença de JN, durante o WetAMC-LBA. Perfis verticais da Velocidade do vento, Número de Richardson de gradiente (Ri), Temperatura potencial (θ) e umidade específica (q), obtidos por radiossondagem para os dias 18 e 21/02/99 às 02 hl e 20 hl, respectivamente Exemplo da estrutura da CLN sobre RM, na presença de JN, durante o WetAMC- LBA. Perfis verticais da Velocidade do vento, Número de Richardson de gradiente (Ri), Temperatura potencial (θ) e umidade específica (q), obtidos por radiossondagem para o dia 07/02/99 às 02 hl e 20 hl A) Alturas do eixo do Jato observadas durante os eventos identificados em Rolim de Moura, a partir dos dados do RASS; B) Velocidades do vento no eixo do Jato observadas durante os eventos identificados em Rolim de Moura, a partir dos dados do RASS Histogramas dos casos de jatos noturnos observados a partir do RASS, em Rolim de Moura: A) altura do JN (z j ); B) velocidade do vento no JN (V j ) Esquema do Modelo OSU-CAPS Representação esquemática do cálculo da altura da cla (h), no modelo osu-caps, para os casos instável e estável. z é a altura e θ(z) é a temperatura potencial em uma dada altura; θ(z 1 ) é a temperatura potencial no primeiro nível do modelo; θ s é a temperatura da superfície estimada a partir do balanço de energia à superfície; θ(h) é a temperatura potencial no topo da cla; e f(ri) se refere a uma função do número de richardson da camada Fluxograma do funcionamento do modelo OSU-CAPS Saldo de Radiação (Rn) simulado e observado, para os 3 sítios experimentais, nas simulações CONTROLE1 e CONTROLE Fluxo de calor sensível (H) simulado e observado, para os 3 sítios experimentais, nas simulações CONTROLE1 e CONTROLE Fluxo de calor latente (LE) simulado e observado, para os 3 sítios experimentais, nas simulações CONTROLE1 e CONTROLE Fluxo de calor no solo (G) simulado e observado, para os 3 sítios experimentais, nas simulações CONTROLE1 e CONTROLE

21 3.8 - Altura da CLN simulada pelo modelo e observada, para os 3 sítios experimentais, nas simulações CONTROLE1 e CONTROLE Perfis simulados de temperatura potencial (θ), em RM, na Floresta e FNS CONTROLE Perfis simulados de temperatura potencial (θ), em RM, na Floresta e FNS CONTROLE Perfis simulados de umidade específica (q), em RM, na Floresta e FNS CONTROLE Perfis simulados de umidade específica (q), em RM, na Floresta e FNS CONTROLE Perfis de temperatura potencial (θ) observados para as noites de 12-13/02/99, 11-12/02/99 e 08-09/02/99, sobre RM, Floresta, e FNS, respectivamente Perfis de umidade específica (q) observados para as noites de 12-13/02/99, 11-12/02/99 e 08-09/02/99, sobre RM, Floresta, e FNS, respectivamente Altura da CLN (hi) simulada pelo modelo, durante os experimentos EXP1, EXP2 e EXP4: (A) em RM; (B) na Floresta e; (C) na FNS Profundidade da CLN (hi) estimada pelo modelo, durante a simulação EXP3, para os 3 sítios estudados Perfis horários de temperatura potencial (θ), obtidos pelas simulações EXP1, EXP2, EXP3 e EXP4, para RM Perfis horários de temperatura potencial (θ), obtidos pelas simulações EXP1, EXP2, EXP3 e EXP4, para a Floresta Perfis horários de temperatura potencial (θ), obtidos pelas simulações EXP1, EXP2, EXP3 e EXP4, para a FNS Perfis de vento estimados a partir da simulação EXP4 para RM, Floresta e FNS...146

22 LISTA DE TABELAS Coordenadas dos sítios de medida Valores médios horários das características da CLN, na floresta e na pastagem (FNS), durante a época seca (RBLE3) Valores médios horários das características da CLN, na floresta, em RM (transição) e na FNS (pastagem), durante a época chuvosa (WetAMC-LBA) Fluxos de calor sensível H (floresta, FNS); fluxo de calor na biomassa B (floresta); fluxo total de calor integrado para o período da erosão da CLN h θ ( w' θ') S ; e aquecimento da camada z i i= 0 t. RBLE3 (Estação seca) Fluxos de calor sensível H (floresta, FNS); fluxo de calor na biomassa B (floresta); fluxo total de calor integrado para o período da erosão da CLN h θ ( w' θ') S ; e aquecimento da camada z i i= 0 t. WetAMC-LBA (Estação úmida) Número de casos de jatos observados durante os experimentos RBLE3 (estação seca) e o WetAMC-LBA (estação úmida) a - Altura e Velocidade dos JNs observados durante o RBLE3 (estação seca), sobre a Floresta b - Altura e Velocidade dos JNs observados durante o RBLE3 (estação seca), sobre a FNS...84

23 2.7c - Altura e Velocidade dos JNs observados durante o WetAMC-LBA (estação úmida), sobre a Floresta d - Altura e Velocidade dos JNs observados durante o WetAMC-LBA (estação úmida), sobre a FNS e - Altura e Velocidade dos JNs observados durante o WetAMC-LBA (estação úmida), sobre a RM Parâmetros iniciais do modelo para a Floresta, FNS e RM CONTROLE1 Valores simulados: altura da CLN (h i ), em m; fluxos de calor sensível, latente e no solo (H, LE e G, respectivamente), em W.m -2 ; e Saldo de radiação (Rn), em W.m CONTROLE2 Valores simulados: altura da CLN (h i ), em m; fluxos de calor sensível, latente e no solo (H, LE e G, respectivamente), em W.m -2 ; e Saldo de radiação (Rn), em W.m CONTROLE1 Valores simulados: velocidade de fricção (u*), em m.s -1 ; vento à 2 m (em m.s -1 ); comprimento de Monin-Obukhov (L), em m; parâmetro de estabilidade de Monin-Obukhov (z/l); e temperatura do ar (T ar ), em C CONTROLE2 Valores simulados: velocidade de fricção (u*), em m.s -1 ; vento à 2 m (em m.s -1 ); comprimento de Monin-Obukhov (L), em m; parâmetro de estabilidade de Monin-Obukhov (z/l); temperatura do ar (T ar ), em C...127

24 LISTA DE SÍMBOLOS LATINOS h i z j v w u Z 0 Z 0H k B LE G Η Ι Ri CR Ri z/l Rn T ref Tar - Altura (ou profundidade) da Camada Limite - Altura d eixo do jato - componente meridional do vento - componente vertical da velocidade do vento - componente zonal do vento - Comprimento de rugosidade aerodinâmico - Comprimento de rugosidade para o calor - Constante de von Karman - Energia Armazenada pela Biomassa - Fluxo de calor latente - Fluxo de calor no solo - Fluxo de calor sensível - Intensidade da inversão térmica - Número de Richardson Crítico - Número de Richardson de Gradiente - Parâmetro de estabilidade de Monin-Obukhov - Saldo de radiação (radiação líquida) - Temperatura de referência - Temperatura do ar

25 T SOLO2 - Temperatura do solo à 1 m T SOLO1 - Temperatura do solo à 5 cm q <q> - umidade específica - Umidade específica média u* - Velocidade de fricção Vj - Velocidade do vento no eixo do jato GREGOS θ β θ - Descontinuidade térmica da camada - Razão de Bowen - Temperatura potencial

26 LISTA DE SIGLAS E ABREVIATURAS ABLE ABRACOS ADAS ARME CCM CI CLA CLC CLN CR CS EMA FNS hl IBAMA JN LBA MCG - Anglo-Brazilian Amazonian Climate Observations Study - Anglo-Brazilian Amazonian Climate Observations Study - Atmospheric Data Acquisition System - Amazon Region Micrometeorological Experiment - Complexo Convectivo de Mesoescala - Camada De Inversão - Camada Limite Atmosférica - Camada Limite Convectiva - Camada Limite Noturna - Camada Residual - Camada Limite Superficial - Estação Meteorológica Automática - Fazenda Nossa Senhora Aparecida - Hora Local - Instituto Brasileiro do Meio Ambiente - Jato Noturno - Large Scale Biosphere-Atmosphere Experiment in Amazônia - Modelos de Circulação Global

27 OSU-CAPS PNT RASS RBLE Rebio Jaru RM RME RPE RT UNIR WetAMC- LBA ZCAS - Oregon State University Coupled Boundary Layer-Plant-Soil Model - Previsão Numérica de Tempo - Sistema de Sondagem Rádio Acústico - Rondônia Boundary Layer Experiment - Reserva Biológica do Rio Jaru - Rolim de Moura - Regime Muito Estável - Regime Pouco Estável - Regime de Transição - Universidade Federal de Rondônia - Campanha de Mesoescala Atmosférica da Estação Úmida do experimento LBA - Zona de Convergência do Atlântico Sul

28 CAPÍTULO I INTRODUÇÃO A floresta tropical é, sem dúvida, um dos mais importantes ecossistemas do planeta. A Amazônia, uma região com cerca de 7 milhões de km 2, contém aproximadamente a metade de toda a área coberta por florestas tropicais no mundo e ainda uma grande área de cerrado tropical. Essa vasta extensão territorial, aliada à alta biodiversidade, implica em complexos ciclos ecológicos, biogeoquímicos e hidrológicos, que interagem de maneira contínua e em diferentes escalas, entre si e com a atmosfera. Tais interações, e a sua posição no Trópico Úmido, conferem à região Amazônica um potencial considerável para afetar os balanços globais de energia, de água e de carbono, podendo ter impactos ambientais e climáticos importantes, em escala local, regional e global. Apesar disso, é recente e relativamente pequeno o conhecimento à cerca do funcionamento climatológico da Amazônia e suas interações com o sistema biogeofísico global da Terra, bem como sobre o impacto das mudanças de usos da terra nesse funcionamento. Neste sentido, diversos experimentos de campo tais como, o Amazon Region Micrometeorological Experiment (ARME), Amazon Boundary Layer Experiment (ABLE), Anglo-Brazilian Amazonian Climate Observations Study (ABRACOS), Rondônia Boundary Layer Experiment (RBLE) e, mais recentemente, o Large Scale Biosphere-Atmosphere Experiment in Amazônia (LBA) vêm sendo realizados, nas últimas décadas, a fim de aumentar o conhecimento dos processos físicos e biogeoquímicos na interface floresta-atmosfera. Esses experimentos geraram vários conjuntos de dados, que constituem uma ferramenta fundamental para elucidar questões importantes, do ponto de vista meteorológico, ainda 23

29 não totalmente respondidas, tais como: quais os papéis da superfície e da atmosfera no controle dos fluxos de energia e água, na Amazônia, e suas variações no espaço e no tempo (sazonal e interanualmente)? ; de que modo mudanças causadas devido à ocupação humana na Amazônia afetam as variações dos balanços regionais de energia e de água e, até que ponto tais variações poderiam influenciar o clima em escala global?. A resposta a estas e outras questões está diretamente associada ao comportamento da estrutura da Camada Limite Atmosférica, das circulações atmosféricas e mecanismos de formação de nuvens, e à maneira como eles se combinam para produzir diferentes climas sobre áreas desmatadas e de floresta. A Camada Limite Atmosférica (CLA) é a porção mais baixa da atmosfera caracterizada por fluxos verticais de momento, calor e vapor d água, resultantes da interação com a superfície (Carson, 1987). A superfície terrestre e a atmosfera (principalmente a baixa troposfera) constituem um sistema fortemente acoplado, no qual os fluxos de superfície, ao mesmo tempo em que controlam a entrada de água e energia na atmosfera, também dependem das propriedades dinâmicas e termodinâmicas da CLA. A inclusão da CLA em Modelos de Circulação Global (MCGs), bem como em modelos de mesoescala era, geralmente, realizada de duas formas: a primeira, colocando-se um número n de camadas, próximas à superfície para solucionar explicitamente a estrutura vertical ( multi layer scheme ) é mais realista, entretanto, muito mais dispendiosa do ponto de vista computacional, além de determinar a altura da CLA através de relações diagnósticas; e a segunda, considerando a CLA como uma única camada ( bulk layer scheme ) e parametrizando os fluxos através das relações entre ela e a superfície é mais simples e computacionalmente eficiente. Diversos estudos com MCGs indicaram que mudanças de grande escala da cobertura vegetal na Amazônia podem afetar, sensivelmente, o clima da região (ver Nobre at al., 1991; Manzi e Planton, 1996; Hahmann e Dickinson, 1997; e Costa e Foley, 2000). Além disso, estudos de sensibilidade com alguns desses modelos mostraram que 24

30 descrições realísticas da superfície são cruciais para os resultados obtidos (Hahmann e Dickinson, 1997). Sob quaisquer perspectivas, climática ou tempo local, os mais importantes processos da CLA que necessitam ser parametrizados em modelos numéricos da atmosfera são: a mistura vertical e a formação, manutenção e dissipação de nuvens (convecção úmida). Dentre as propriedades da interface superfície-atmosfera, potencialmente críticas para simulações numéricas climáticas mais precisas, podemos incluir o albedo, a rugosidade, o conteúdo de água no solo e, a cobertura vegetal (Garratt, 1992). Observa-se, entretanto, com relação a tais parametrizações, que a maior parte dos MCGs não faz o prognóstico da espessura da camada, apresentando de 1 a 4 níveis abaixo de 1-2 km, o que dificulta o desenvolvimento de convecção úmida e de uma representação correta da camada limite, principalmente, durante a noite (Garratt, 1993). Dada a complexidade e o pouco conhecimento dos parâmetros que descrevem sua estrutura, sobretudo em regiões como a Amazônia onde biosfera e atmosfera interagem de forma tão intensa e complexa um grande número de questões à cerca do desenvolvimento da Camada Limite Noturna (CLN) ainda permanece sem resposta e, por conseqüência, a CLN é pouco explorada no desenvolvimento da modelagem de meso e de grande escala (Nappo e Johansson, 1998). Há, portanto, a necessidade de solucionar problemas encontrados por modelos numéricos que tentam capturar fenômenos atmosféricos que ocorrem sob uma escala de dezenas de metros à algumas centenas de quilômetros, durante as condições estavelmente estratificadas noturnas (McNider et al., 1995; Poulos e Bossert, 1995; Poulos et al., 2002). A maioria dos modelos numéricos sob estas escalas depende de parametrizações baseadas na teoria da similaridade de Monin-Obukhov (M-O). Entretanto, conforme discutido por Mahrt (1998 e 1999), os fluxos de superfície sob condições de atmosfera estavelmente estratificada não são adequadamente descritos pela teoria de M-O, cuja a aplicabilidade é mais apropriada para camadas limites fracamente estáveis, neutras e 25

31 convectivas (Derbyshire, 1995; Hill, 1997). Ainda assim, essa teoria é bastante utilizada em modernos modelos numéricos de previsão de tempo. No intuito de contribuir para aumentar o conhecimento da CLN na região amazônica, propõe-se este trabalho, que tem por objetivo principal estudar a estrutura e a dinâmica da Camada Limite Noturna Amazônica, na região de Rondônia, sobre áreas de floresta tropical e áreas desmatadas (pastagem), determinando suas características observacionais durante as épocas seca e chuvosa na região, bem como, através da utilização de modelagem numérica, investigar os principais mecanismos que controlam seu desenvolvimento (turbulência, resfriamento radiativo da superfície, jatos nos baixos níveis, entre outros) e o impacto de diferentes condições iniciais ou de contorno e outras forçantes (como por exemplo, topografia, descontinuidade da superfície e umidade do solo) sobre a dinâmica e destruição da CLN. Para alcançar este objetivo a pesquisa foi conduzida seguindo as etapas: (a) investigar a evolução temporal da CLN na região amazônica e sua resposta à mudança da superfície (floresta x pastagem), durante as épocas seca e chuvosa; (b) realizar um estudo sobre a turbulência, classificando regimes de estabilidade dentro da CLN; (c) analisar o particionamento da energia, e como este influencia o crescimento e a destruição da CLN, sobre áreas de floresta e áreas desmatadas; e (d) verificar a ocorrência dos jatos de baixos níveis na camada limite noturna e sua influência sobre a dinâmica e a estrutura da mesma. Para tanto, foram utilizados dados da campanha intensiva do experimento LBA, coletados entre janeiro e fevereiro de 1999, e dados da 3 a missão do experimento RBLE RBLE3, coletados em agosto de Estes dois conjuntos de dados caracterizam o comportamento da CLN durante os períodos chuvoso (dados do experimento LBA) e seco (RBLE). Portanto, o trabalho é composto por duas partes uma observacional e outra de modelagem desenvolvidas nos capítulos que se seguem, os quais estão estruturados da 26

32 seguinte forma: o Capítulo II ASPECTOS OBSERVACIONAIS descreve a estrutura e a evolução da CLN, observadas em Rondônia durante os dois períodos em que os dados foram coletados; o Capítulo III ASPECTOS DE MODELAGEM aborda as características da CLN, simuladas por um modelo numérico, para tentar entender os processos e mecanismos que controlam seu desenvolvimento; ao final de cada um desses capítulos, apresenta-se um sumário resumindo os principais resultados encontrados; enquanto no Capítulo IV CONCLUSÃO sumariza-se os principais resultados obtidos nos dois capítulos anteriores, bem como são apresentadas algumas sugestões para estudos posteriores. 27

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34 CAPÍTULO II ASPECTOS OBSERVACIONAIS Neste Capítulo serão abordados os aspectos observacionais do desenvolvimento da Camada Limite Noturna, durante as estações seca e úmida, em Rondônia A Camada Limite Noturna A estrutura da Camada Limite Atmosférica (CLA) sobre o continente é, geralmente, bem definida, em regiões de alta pressão e acompanha o ciclo diurno de energia (ver Figuras 2.1 e 2.2). É formada, basicamente, por três componentes principais: a camada de mistura ou camada limite convectiva (CLC), a camada residual (CR) e a camada limite estável ou noturna (CLN). Existe ainda uma camada próximo à superfície ou camada limite superficial (CLS), que ocorre em todas as fases de evolução da CLA, onde a variação dos fluxos e do cisalhamento do vento é menor que 10% da magnitude total. A CLC ocorre durante o dia, quando o forte aquecimento da superfície produz instabilidade térmica ou convecção, na forma de termas e plumas que provocam movimento ascendente, e a geração de movimento descendente ocorre devido ao resfriamento radiativo no topo das nuvens, podendo atingir extensão vertical de 1-2 km. Já a CR ocorre durante a noite e sua extensão não é bem definida. Na presença de nuvens a CLA pode ser também subdividida em uma camada de nuvens e uma camada de subnuvens (Stull, 1988). A camada limite estável ou noturna (CLN) ocorre comumente durante a noite, em resposta ao resfriamento da superfície devido à emissão de radiação de onda longa para o espaço, sendo caracterizada pela presença de uma camada de inversão térmica 29

35 próxima à superfície. A escala de tempo dos processos que ocorrem nesta camada é da ordem de algumas horas, possuindo extensão vertical máxima em torno de 500 m (Stull, 1988; Holtslag e Duynkerke, 1998). É, geralmente, definida como uma camada de turbulência intermitente, acima da qual o cisalhamento do vento e o fluxo de calor são pequenos, sendo o gradiente do número de Richardson subcrítico entre 0 e 0,25, aproximadamente (Garrat, 1992). FIGURA Esquema da estrutura da CLA sobre o continente. FONTE: Adaptada de hes/node6.htm. 30

36 FIGURA Perfis esquemáticos (θ z), através da CLA sobre o continente, sob a influência de: (a) aquecimento solar, durante o dia; (b) resfriamento radiativo de onda longa, à noite; e (c) através da Camada limite marítima (dia e noite). FONTE: Adaptada de 10.html A CLN sobre o continente é difícil de ser estudada, devido à dificuldade encontrada para descrever e modelar os parâmetros que definem sua estrutura. Isso ocorre por diversas razões: primeiramente porque o empuxo negativo age para suprimir a turbulência, diminuindo sua profundidade. Além disso, movimentos atmosféricos (tais como ondas de gravidade) podem coexistir com a turbulência, complicando ainda mais sua estrutura. E, por último, pelo papel preponderante dos efeitos radiativos (emissão de 31

37 ondas longas) no desenvolvimento da camada de inversão, que pode existir em condições de calmaria e, portanto, na ausência de turbulência. A CLN começa a se formar no final da tarde, depois que o sol se põe, quando a mistura convectiva começa a entrar em colapso pois a superfície torna-se mais fria que o ar adjacente, devido à perda de calor para a atmosfera, provocando condições de estabilidade atmosférica e estende-se até algumas poucas horas depois do nascer do sol, quando ocorre a erosão da CLN. Após o pôr do sol, quando a temperatura da superfície começa a se resfriar, inicia-se a formação de uma camada superficial de inversão de altura h i ; à medida que esse decréscimo na temperatura vai se acentuando, devido ao resfriamento radiativo na superfície, ocorre também um decréscimo da temperatura da camada acima desta, por causa do aumento do fluxo turbulento de calor descendente e da emissão de radiação de onda longa. Conseqüentemente, a altura h i, da inversão noturna continua a crescer, até que a temperatura da superfície atinja um valor mínimo, pouco antes do nascer do sol (Yamada, 1979). Depois que o sol nasce, a temperatura da superfície volta a aumentar e há a formação de uma camada rasa de mistura convectiva, de altura h c, inicialmente sobreposta pela inversão noturna, mas como a temperatura da superfície continua a crescer, essa inversão tende a desaparecer completamente poucas horas mais tarde, geralmente no meio do período matutino. Uma característica marcante da CLN é a natureza complexa de sua turbulência. O balanço entre a turbulência gerada mecanicamente devido ao cisalhamento do vento e sua dissipação, varia muito de caso a caso, criando diversas subcamadas que vão desde camadas bem misturadas à não turbulentas. Por isso, a turbulência na CLN pode ser esporádica e intermitente, muitas vezes permitindo o desacoplamento das subcamadas superiores, das forçantes da superfície. 32

38 Sun et al. (2004) mostraram que instabilidades térmicas e mecânicas, causadas pela propagação horizontal e vertical de ondas solitárias e de gravidade, funcionam como um mecanismo que inicia eventos de mistura turbulenta turbulência intermitente dentro da CLN. Além disso, episódios de turbulência intermitente também estão associados à mudanças na pressão atmosférica e na direção do vento próximo à superfície. Como conseqüência dessa complexidade, a CLN tanto pode ser definida em termos da profundidade da turbulência, como em termos da camada de inversão (determinada a partir do perfil de temperatura potencial θ). Sua altura, h i, é melhor identificada sob condições de céu claro, ventos moderados a fortes, sobre terrenos horizontalmente homogêneos. Entretanto, sua estrutura vertical é bastante sensível à inclinação do terreno e fortemente associada aos escoamentos catabáticos e de drenagem; sendo também comum, simultaneamente à formação da camada de inversão (CI), o desenvolvimento de um jato de baixos níveis (abaixo de 1 km de altura), chamado de jato noturno (JN). Alguns estudos classificam a CLN em duas categorias, de acordo com a estratificação da turbulência: camada limite muito estável e camada limite fracamente estável (Malhi, 1995; Oyha, et al., 1997; Mahrt, 1998). Por outro lado, outros estudos identificam características especiais em regimes muito estáveis ou intermitentes (Holtslag e Nieuwstadt, 1986; Smedman, 1988; Derbyshire, 1990). Sob condições de estabilidade fraca, a turbulência costuma ser mais ou menos contínua e mais profunda e a CLN possui um topo bem definido, como determinaram diversos estudos observacionais e de laboratório (Lenschow et al., 1988; Van Ulden e Wieringa, 1996; Ohya et al., 1997) e de modelagem (Derbyshire, 1990; Zilitinkevich e Mironov, 1996). Já no caso de forte estabilidade, a turbulência é fraca e/ou intermitente, mesmo próximo à superfície, sendo estratificada em camadas e podendo, algumas vezes, ser mais forte no topo da inversão de superfície (Mahrt, 1985; Ohya et al., 1997), onde é por vezes gerada pelo cisalhamento mecânico abaixo do pico de vento (Smedman, 1988). Alguns estudos também caracterizam a intermitência dentro de camadas 33

39 fortemente estáveis em termos da relação entre o fluxo total do período amostrado e a ocorrência de maior atividade turbulenta dentro desse período (Howell e Sun, 1999; Coulter e Doran, 2002; Doran, 2004). A estrutura vertical clássica da CLN pode ser descrita, com base nos conceitos desenvolvidos por Nieuwstadt (1984) e Holtslag e Nieuwstadt (1986) que idealizaram 5 camadas, como definidas a seguir: 1) A camada de rugosidade, na qual o fluxo médio temporal varia espacialmente na escala dos elementos de rugosidade, não sendo possível obter uma relação universal para os gradientes de fluxo. 2) A camada superficial, em que o valor numérico do fluxo está próximo ao da superfície e a relação do gradiente de fluxo depende somente do comprimento de Monin-Obukhov z/l. 3) Na camada acima da camada superficial, onde a aproximação de que os fluxos são independentes da altura não é mais válida; entretanto, redefinindo-se o comprimento de Obukhov em termos dos fluxos locais, a teoria da similaridade pode ser restaurada na forma de um escalonamento local, no qual z/l é substituído por z/λ (Λ é o comprimento de Obukhov baseado nos fluxos locais, à altura z). 4) Estratificação z-less (z-menos), em que vários parâmetros ou variáveis tornam-se independentes de z/λ e ocorre quando z/λ torna-se suficientemente grande (Nieuwstadt, 1984; Dias et al., 1995). 5) A camada próxima ao topo da CLN (quando este está bem definido); a distância desta camada até o topo pode se tornar um comprimento de escala importante, caso (h z)/λ se torne um parâmetro de estabilidade relevante (Holtslag e Nieuwstadt, 1986). 34

40 Espera-se também que, à medida que a CLN se torne mais estável, a espessura dessas camadas também diminua. Mahrt et al. (1998) sugeriram três diferentes regimes para a CLN: i) regime de estabilidade fraca normalmente acontece na presença de ventos significantes e/ou cobertura de nuvens, com o conseqüente resfriamento da superfície ocorrendo lentamente; ii) regime intermediário, ou de transição no qual muitas das variáveis mudam rapidamente com o aumento da estabilidade; iii) e o regime muito estável caracterizada por ventos fracos e céu claro, correspondendo a um forte resfriamento radiativo na superfície. No regime de estabilidade fraca, o fluxo de calor aumenta com o aumento da estabilidade, devido ao aumento na magnitude das flutuações de temperatura; existindo uma camada superficial, a teoria da similaridade de Monin-Obukhov funciona bem nesse regime e pode ser aplicada. Durante o regime de transição, o fluxo de calor diminui com o aumento da estabilidade, pois o aumento da estratificação restringe as flutuações da velocidade vertical; a intensidade da turbulência, coeficientes de transferência e difusividades turbulentas decrescem rapidamente com o aumento da estabilidade, e o escalonamento local parece se adequar melhor para este regime que a teoria tradicional de Monin-Obukhov. No caso do regime muito estável, a teoria da similaridade não descreve adequadamente a estrutura da turbulência, em parte devido à grande aleatoriedade do erro nas estimativas de fluxos e também à contribuição de movimentos não turbulentos (Mahrt et al., 1998; Mahrt, 1999). Considerando toda essa complexidade, diversos estudos experimentais e teóricos têm apontado a existência de estruturas organizadas na CLN, mais especificamente na CLS noturna, cujo papel importante sobre os fluxos e transporte de espécies escalares dentro do dossel vegetal e entre o dossel e a atmosfera é cada vez mais demonstrado (Finnigan, 2000 e Cava et al., 2004). 35

41 A Camada Limite Amazônica: Estudos Anteriores A preocupação crescente em se estudar as características da CLA e, mais especialmente, da CLN e seus fenômenos peculiares e, comprovadamente, essenciais para as complexas interações que ocorrem entre a superfície e a atmosfera, tem levado a comunidade científica a coletar informações, na sua maioria por meio de experimentos de campo, em várias partes do planeta e sob as mais diversas condições ambientais. Dentro desse contexto, o estudo da estrutura da CLA sobre regiões tropicais responsáveis pela geração e distribuição de calor, umidade e energia pelo planeta torna-se cada vez mais necessário. Sobretudo em extensas áreas vegetadas que possuem grande biodiversidade, como é o caso das florestas tropicais, em especial, da Amazônia. No entanto, a despeito de sua importância, o conhecimento da Camada Limite Amazônica ainda é limitado, restringindo-se a alguns estudos realizados a partir de experimentos de campo, tais como o ABLE, ABRACOS, RBLE e, mais recentemente, o LBA. Martin et al. (1988) apresentaram o primeiro conjunto compreensivo de dados da camada limite coletado sobre a floresta amazônica, durante o ABLE 2A (estação seca de 1985). Verificou-se neste trabalho que a altura máxima da CLC é de, aproximadamente, 1200 m em condição de céu claro e o fluxo de entranhamento desempenha papel preponderante, tanto para o crescimento da CLC, quanto para o secamento da camada limite como um todo. O ciclo diurno da umidade específica apresentou um máximo no início da manhã, seguido de um decréscimo. Os autores concluíram que esta característica pode estar associada ao decréscimo do salto da temperatura na base da inversão, permitindo que o ar seco e quente seja misturado pelo fluxo de entranhamento. Há também o papel importante da heterogeneidade da superfície na caracterização da camada limite, visto que a região amazônica vem sendo submetida a um processo intenso de desflorestamento, e substituição de grandes áreas de floresta por pastagem. O impacto deste desflorestamento e suas conseqüências sobre a dinâmica da camada 36

42 limite, entretanto, ainda não é bem compreendido e tem sido alvo de muitos estudos nos últimos anos, sendo um dos principais objetivos do projeto LBA ( Analisando as características de perfis verticais de temperatura potencial e umidade, sobre áreas de floresta e pastagem na região amazônica, coletados durante as campanhas da estação seca do RBLE 2 e 3, realizados em 1993 e 1994 respectivamente, Fisch (1996) observou que a altura da CLC sobre a pastagem é maior (cerca de 600 m) do que sobre a floresta e existe forte turbulência mecânica devido à circulação térmica gerada pela justaposição de fragmentos de florestas dentro de grandes áreas desmatadas Brisa de floresta. Estudos numéricos utilizando o Regional Atmospheric Modeling System (Pielke et al., 1992) demonstraram que a circulação térmica gerada pela descontinuidade da cobertura da superfície (pastagem seca e quente e floresta úmida e fria), principalmente durante a estação seca, pode contribuir para o desenvolvimento de circulações de mesoescala na interface floresta-pastagem nas sub-escalas meso-α (Silva Dias e Regnier, 1996) e meso-γ (Fisch, 1996). Greco et al. (1992) observaram a ocorrência de um máximo de ventos nos baixos níveis (jato noturno), entre 500 e 1000m, e com valores de até 15 m.s -1, tanto na época seca (ABLE 2A) como na época chuvosa (ABLE 2B). Esse máximo, segundo os autores, estaria associado ao resfriamento radiativo noturno; no entanto, necessita da influência da circulação fluvial para se formar. Esta circulação é formada pelo contraste térmico entre o Rio Negro-Solimões e o continente (floresta). Oliveira e Fitzjarrald (1993) explicaram essa circulação através de estimativas dos gradientes horizontais de pressão e temperatura entre um ponto situado próximo ao rio e outro a 65 km de distância. E comprovaram a existência desta circulação térmica nos baixos níveis, no sentido floresta-rio, durante a noite e início da manhã, e rio-floresta durante à tarde e início da noite. 37

43 Fu et al. (1999), utilizando dados micrometeorológicos, de satélite, e de radiossondagens da região amazônica, mostraram que a convergência úmida na CLA é de fundamental importância para desencadear a convecção, e o início da estação de chuvosa sobre a Amazônia. A partir do comportamento do perfil de vento e da turbulência atmosférica, Oliveira e Fisch (2000) analisaram a estrutura e evolução da CLA em áreas de floresta e pastagem, durante as estações seca e chuvosa. Os autores verificaram que os ventos foram, em média, mais intensos (cerca de 2 m.s -1 ) na floresta que na pastagem e que, durante a época chuvosa, a precipitação é um fator importante na determinação do comportamento do vento. Além disso, a turbulência se estabelece mais cedo na pastagem (10 hl na época seca e 8 hl, na chuvosa) do que na floresta (11:30 hl no período seco e 09 hl, no chuvoso), propagando-se verticalmente até 1400 m e 900 m, na pastagem e na floresta, respectivamente. No período seco, devido a maior perda radiativa a quebra ocorre da inversão noturna ocorre mais tarde se comparado ao período chuvoso. Estudando as implicações da substituição da floresta Amazônica por pastagem em relação aos processos termodinâmicos na CLA, através da comparação dos dados das campanhas de campo do RBLE RBLE3 (em julho/93 e agosto/94, respectivamente) em Rondônia, Souza e Lyra (2001) verificaram que, durante o dia na pastagem a CLA esteve 2,7 K mais aquecida e 3,0 g.kg -1 mais seca, e sua espessura chegou a ser 1000 m superior a da floresta. Já a taxa de crescimento foi de 6,1 cm.s -1 na floresta e 8,4 cm.s -1 na pastagem. E durante a noite a CLA na pastagem foi mais estável e, cerca de 30% menos espessa que na floresta. Fisch et al. (2004) compararam os dados da campanha do LBA durante a estação úmida (janeiro-fevereiro/99) com os dados da estação seca (do projeto ABRACOS/RBLE) e concluiram que o desenvolvimento da CLC apresenta características diferentes, para diferentes condições de umidade da superfície, crescendo até, aproximadamente, 1000 m na floresta (independentemente da estação seca ou úmida), enquanto que na 38

44 pastagem há uma forte variação sazonal com alturas em torno de 1650 m, durante a estação seca, e próximas de 1000 m, na estação úmida. Nessas situações, o particionamento de energia e os fluxos turbulentos são determinados pelas condições hídricas do solo e tal característica influencia fortemente o regime de formação de nuvens e o balanço de energia. Os autores também concluíram, a partir de evidências encontradas em estudos prévios, que durante a estação seca a descontinuidade da superfície (floresta vs pastagem), exerce forte influência sobre a formação e estrutura da CLC, e sob tais condições, a situação sinótica é muito fraca e a superfície é fortemente acoplada a CLA. Contrariamente, durante a estação úmida a convecção de grande escala parece ser fator dominante na forma de desenvolvimento da CLC, haja vista que ambas as superfícies (floresta e pastagem) apresentam características semelhantes (altura e crescimento da CLC, propriedades convectivas, etc). Estudos mais detalhados sobre estas e outras características da CLA na região amazônica ainda precisam ser realizados, sobretudo no que diz respeito a CLN, da qual até o presente momento não existem análises equivalentes, pois tem sido dada mais ênfase a estudos da CLC que, aparentemente, possui uma estrutura mais simples, devido à ação da forte turbulência térmica e conseqüente mistura vertical. Pretende-se, portanto, neste trabalho, dada a escassez de informações sobre a CLN na região amazônica, realizar a análise observacional dos dados coletados durante os experimentos de campo RBLE3 (em agosto de 1994) e WetAMC-LBA (em fevereiro de 1999), visando avaliar alguns dos principais aspectos do desenvolvimento e da estrutura da CLN na região de Rôndônia noroeste da Amazônia brasileira em duas épocas distintas do ano, seca (RBLE3) e chuvosa (WetAMC-LBA). 39

45 2.2. Sítio Experimental A área de abrangência desse estudo está localizada na região oeste da Amazônia Legal, no Estado de Rondônia (FIGURA 2.3). Compreende três sítios de medidas: um na floresta Reserva Biológica do Rio Jaru (Floresta); um representativo de uma área de transição (floresta-pastagem) Rolim de Moura (RM) e outro na pastagem Fazenda Nossa Senhora Aparecida (FNS), no município de Ouro Preto d Oeste (ver TABELA 2.1). A Reserva Biológica do Rio Jaru (REBIO JARU) é uma extensa área, com ha de floresta tropical quase intacta, protegida e conservada pelo Instituto Brasileiro do Meio Ambiente (IBAMA), situada a aproximadamente 80 km a nordeste de Ji-Paraná. A vegetação existente na área é, basicamente, característica de floresta de terra-firme, com altura média das copas em torno de 33 m, embora apresente árvores com alturas maiores de até 45 m. O sítio de pastagem, a Fazenda Nossa Senhora Aparecida (FNS, ou ABRACOS), está situada a 15 km do município de Ouro Preto D Oeste (a oeste de Ji-Paraná). É uma fazenda de criação de gado, onde a vegetação natural (floresta) foi totalmente retirada e substituída por gramínea (Brachiaria brizantha), estima-se que há aproximadamente 20 anos. O terceiro sítio, representativo da área de transição floresta-pastagem, esteve instalado no Campus da UNIR (Universidade Federal de Rondônia), localizado na saída ao norte do município de Rolim de Moura (ao sul de Ji-Paraná), em uma área desmatada entre duas faixas de floresta nativa. A área era coberta, principalmente, por gramínea Brachiaria brizantha (tipo de vegetação comum nas pastagens da região), com algumas árvores e arbustos aparecendo ocasionalmente. 40

46 FIGURA Mapa do Estado de Rondônia: área de abrangência do experimento WetAMC-LBA (em destaque). FONTE: TABELA Coordenadas dos sítios de medida. Sítio Latitude Longitude Altitude Fazenda Nossa Senhora Aparecida (FNS) 10 o 46' 25" S 62 o 20' 13" W 293 m Rebio Jaru (Floresta) - Torre 10 o 05' 02" S 61 o 55' 55" W 120 m Rebio Jaru (Floresta) - Ibama 10 o 08' 26" S 61 o 54' 28" W 120 m Rolim de Moura (RM) 11 o 42' 17" S 61 o 46' 38" W 225 m 41

47 2.3. Climatologia da região Estudos observacionais, na região de Ji-Paraná, utilizando um período de 10 anos de dados (de 1982 à 1992), mostraram que existe uma sazonalidade da temperatura média do ar (FIGURA 2.4), com o mês mais quente (outubro 25,5 o C) coincidindo com o final da estação seca, e o mês mais frio (julho 22,6 o C) sofrendo a influência da penetração de sistemas frontais frios, conhecidos localmente como friagens (Fisch, 1996). Essa tendência também foi notada por Randow et al. (2004) utilizando um conjunto menor de dados (de fevereiro/1999 à setembro/2002); os autores também observaram uma queda da umidade específica e uma redução drástica da precipitação durante a estação seca. A variação anual da temperatura média mensal do ar em Rondônia é de 2-3 o C, com uma leve tendência a ser maior (cerca de 0,1 o C-0,3 o C) na floresta que sobre a pastagem (Culf et al., 1996). FIGURA 2.4 Média mensal da temperatura do ar na região de Ji-Paraná (RO). FONTE: Adaptada de Fisch (1996). 42

48 Há um início brusco da estação chuvosa na região, entre os meses de setembro e outubro. Isso ocorre devido à variação anual Norte-Sul da posição do sol, que nesta época do ano encontra-se no Hemisfério Sul, favorecendo o aquecimento do continente e, desta forma, fornecendo a forçante térmica e o transporte de umidade, necessários para aumentar consideravelmente a convecção úmida nessa região (Horel et al., 1989; Hastenrath, 1997). Ferreira da Costa et al. (1998), ao estudar a variabilidade da precipitação para o período de 1982 à 1996 na região, verificaram a existência de uma forte sazonalidade na distribuição da precipitação (FIGURA 2.5). Apresentando o período chuvoso (novembro-abril) com totais mensais acima de 200 mm.mês -1 e uma estação seca que se estende de maio a outubro, com período mais intenso entre junho e agosto (20 mm.mês -1 ) mm jan fev mar abr mai jun jul ago set out nov dez MÊS FIGURA 2.5 Média mensal da precipitação em Ji-Paraná RO: Período de FONTE: Adaptada de Ferreira da Costa et al.(1998). 43

49 Descrição Sinótica RBLE3 O principal evento de grande escala ocorrido na região de Rondônia, durante o RBLE3, foi a entrada de uma friagem fraca que perdurou pelo período de 10 a 12/08/94, provocando névoa úmida, ventos fortes e com pouca precipitação (em torno de 0,6 mm). Em geral, as condições sinóticas durante o período do experimento foram típicas da estação seca para a região. Uma descrição detalhada sobre a situação sinótica em Rondônia, durante o RBLE3, é dada por Fisch (1996). WetAMC-LBA Durante o período de realização do WetAMC-LBA, entre os meses de janeiro e fevereiro de 1999, cerca de 14 sistemas frontais atuaram no território Brasileiro, oito em janeiro e seis em fevereiro, estando dentro da média climatológica para esta época do ano (CLIMANÁLISE, 1999a e 1999b). Na primeira quinzena de janeiro as frentes frias, ao ingressarem no sul do país, tiveram rápido deslocamento para a Região Sudeste, onde permaneceram semi-estacionárias, ocorrendo ainda, neste mês, uma frontogênese e ciclogênese. Durante a primeira quinzena de fevereiro as frentes frias ao atingirem o sul do país tiveram um rápido deslocamento para a Região Sudeste, organizando forte convecção nas Regiões Centro- Oeste e Norte do Brasil. A Zona de Convergência do Atlântico Sul (ZCAS) esteve atuando entre os dias 06 e 18/01, com uma banda de nebulosidade estendendo-se desde o Oceano Atlântico na altura do litoral dos Estados de São Paulo e Rio de Janeiro e cobrindo o sudoeste de Minas Gerais e São Paulo, nordeste do Mato Grosso do Sul e sudoeste de Goiás, Mato Grosso, Acre e Amazonas. 44

50 Em fevereiro, dois sistemas frontais estacionários sobre a região SE o primeiro entre 19 e 23/02 e o segundo entre 25 e 28/02 ajudaram a organizar, nestas ocasiões, uma faixa de nebulosidade e convecção tropical ZCAS que se estendia desde a Região Sudeste, passando pelo Centro-Oeste e indo até o Norte. Instabilidades isoladas foram observadas nestas regiões. A média observada das chuvas na região de Rondônia ficou entre 100 e 600 mm (acumulado mensal em janeiro) e entre 100 e 500 mm (em fevereiro) Dados Foram utilizados, para os estudos relativos à CLN, dois conjuntos distintos de dados. O primeiro, representativo da estação seca, foi obtido durante a terceira missão de coleta de dados do experimento RBLE ( Rondônia Boundary Layer Experiment ) RBLE3, realizada nos sítios experimentais, no período de 13 a 25 de agosto de 1994, fase intensa da estação seca daquele ano (ver em Fisch, 1996 e Fisch et al., 2004). O segundo, representativo da estação chuvosa, foi obtido durante a Campanha de Mesoescala Atmosférica da Estação Úmida ( Wet Season Atmospheric Mesoscale Campaign ) do experimento LBA WetAMC-LBA, realizada em Rondônia nos meses de janeiro e fevereiro de 1999 (ver Silva Dias et al., 2002). O WetAMC-LBA foi o maior e mais completo período intensivo de coleta de dados já realizado na região Amazônica. Durante estes dois experimentos foram realizadas, de forma simultânea, radiossondagens e sondagens com balão cativo - RBLE3 e WetAMC-LBA (ver FIGURA 2.6), bem como medidas atmosféricas obtidas por outras técnicas, tais como radar e sodar/rass (WetAMC-LBA), em diferentes sítios de medidas, sobre áreas de pastagem Fazenda Nsª Srª Aparecida (RBLE3 e WetAMC-LBA), áreas de floresta Rebio Jarú (RBLE3 e WetAMC-LBA) e áreas de transição floresta-pastagem Rolim 45

51 de Moura (WetAMC-LBA). Além disso, medidas meteorológicas de superfície e de fluxos na superfície foram realizadas, por estações meteorológicas automáticas (EMAs) e torres micrometeorológicas (FIGURA 2.6) instaladas em cada sítio de medida. Vaisala RS80 Radiosonde Lançamento da radiossonda Lançamento de Balão Cativo Torre Micrometeorológica, Rebio Jaru-RO FIGURA Radiossonda, Balão Cativo e Torre Micrometeorológica Rondônia,

52 Sondagens Atmosféricas Balão Cativo Os dados de Balão Cativo (FIGURA 2.6) foram coletados pelo sistema de aquisição de dados da A. I. R. Inc. (EUA) o ADAS ( Atmospheric Data Acquisition System ) através de uma sonda meteorológica acoplada ao balão. A sonda continha em seu interior: um sensor de temperatura seca e úmida (termopar) com ventilação forçada, com resolução de 0,1ºC; de pressão atmosférica (barômetro aneróide), com resolução de 0,1 hpa e; de velocidade do vento (anemômetro de conchas) com resolução de 0,1 m.s -1 e direção do vento (bússola magnética). As medidas feitas pela sonda eram checadas e comparadas com medidas obtidas por instrumentos instalados à superfície, antes da subida e após cada descida do balão, sendo os sinais emitidos a cada 10 segundos, à freqüência de 403,5 MHz. Durante o RBLE3, os perfis para condições noturnas foram coletados nos horários de 17:30, 19:00, 21:30, 24:00, 05:30, 07:00 e 08:30 hl (hora local), até o 5 o dia de experimento, quando o horário do 1 o perfil foi alterado para 18:00 hl, pois foi verificado que os perfis obtidos às 17:30 hl apresentavam ainda características diurnas instáveis (ou seja, características de uma camada limite convectiva). Para caracterizar as condições noturnas durante o WetAMC-LBA foram utilizados os perfis coletados nos horários de 18:00, 19:00, 20:00, 21:00, 22:00, 05:00, 06:00, 07:00 e 08:00 hl (em Rebio Jaru e Rolim de Moura); e nos horários de 19:00, 21:00, 22:00, 01:00, 04:00 e 07:00 hl (em ABRACOS). No sítio de ABRACOS, devido à ausência dos perfis das 08:00 hl na maioria dos dias utilizados, a caracterização da erosão da CLN foi realizada com perfis coletados às 10:00 e 09:00 hl. 47

53 Radiossonda Durante o RBLE3, em ambos os sítios, foi utilizado o sistema Vaisala (da Finlândia) de radiossondagem, composto pela sonda RS80-15N e pelo PC-CORA (equipamento de recepção e armazenamento dos dados). O modelo RS80-15N era composto por: um termistor para medidas de temperatura do ar (THERMOCAP); um capacitor eletrônico para medir a umidade relativa (HUMICAP); e uma cápsula barométrica para medir a pressão atmosférica (BAROCAP). As informações da velocidade e direção do vento foram obtidas pelo sistema OMEGA de localização. Os sinais eram emitidos a cada 10 segundos, com taxa de amostragem de 0,5 Hz, e a velocidade de ascensão foi de, aproximadamente, 5 m.s -1. Neste período, foram lançadas um total de 75 radiossondas, na floresta, e 76 na pastagem, nos horários de 05:00, 08:00, 11:00, 14:00, 17:00 e 23:00 hl, sendo utilizadas neste trabalho para caracterizar o período de ocorrência de jatos as radiossondagens das 23:00, 05:00 hl e a de 08:00 hl. O WetAMC-LBA utilizou dois sistemas de radiossondagem: o sistema Viz (EUA) na pastagem (FNS); e o sistema Vaisala (FIGURA 2.6), em Rolim de Moura e na Floresta. O sistema de radiossondagem Viz (Mark II MICROSONDE) é composto por: um termistor para medidas da temperatura do ar, com resolução de 0,1 o C; um capacitor eletrônico de carbono para medidas de umidade relativa, com resolução de 1%; as medidas de pressão e vento são obtidas através de um sistema de posicionamento geográfico (GPS). As informações eram transmitidas por meio de uma antena, e a taxa de 1 s e armazenadas em um computador, no qual também estava instalado um sistema processador, denominado GPS W-9000 responsável pela recepção e processamento dos dados de vento e pressão. O sistema Vaisala utilizou um modelo diferente de sonda a RS80-15G, que possui características termodinâmicas idênticas as da sonda RS80-15N, usada durante o RBLE3. A diferença entre as duas sondas está no sistema de aquisição de dados de 48

54 vento (direção e velocidade), que atualmente utiliza um sistema de GPS para obter tais informações (ver Fisch et al., 1998). Foram lançadas diariamente, durante o WetAMC-LBA, oito radiossondas em intervalos de 3 horas (no período intensivo) e seis radiossondas em intervalos de 4 horas (no período não intensivo), sobre os três sítios de medidas, cobrindo os seguintes horários: 20:00, 23:00, 02:00, 05:00, 08:00, 11:00, 14:00 e 17:00 hl. Os dados foram submetidos a um rigoroso controle de qualidade para a remoção de medidas consideradas suspeitas (ver Longo et al., 2002). Foram utilizadas para a caracterização de jatos noturnos durante o período chuvoso as radiossondagens das 20:00, 23:00, 02:00, 05:00 e 08:00 hl Dados de Superfície Para auxiliar no estudo de caracterização da evolução temporal da CLN, foram utilizados também dados de fluxos turbulentos e observações meteorológicas à superfície, para os dois períodos de medidas (estações seca e chuvosa). Os fluxos turbulentos durante a época seca (RBLE3) foram estimados a partir dos dados coletados através de um sistema de correlação de vórtices turbulentos o HYDRA (Shuttleworth et al. 1988) instalado em cada um dos sítios experimentais (floresta e pastagem). Foram coletados dados de velocidade do vento, temperatura do ar e concentração de vapor d água, a partir dos quais foram calculados os fluxos horários de calor latente, de calor sensível e de momento, e outros parâmetros derivados, tais como a velocidade de fricção (u * ). As observações meteorológicas de superfície foram realizadas por Estações Meteorológicas Automáticas (EMAs), instaladas em cada um dos sítios experimentais. 49

55 Foram coletados, e armazenados em médias horárias, dados de: fluxo de radiação solar incidente e saldo de radiação, fluxo de calor conduzido ao solo, temperaturas do ar (bulbos seco e úmido, com ventilação forçada), direção e velocidade do vento e precipitação. Tanto o Hydra como a EMA, por motivos operacionais, estavam à, aproximadamente, 5 km de distância do local de lançamento das radiossondas e do balão cativo na floresta e não passavam de um raio de 200 m de distância na pastagem. Durante o WetAMC-LBA os fluxos turbulentos de momento, calor sensível, calor latente à superfície foram obtidos, na floresta, por um equipamento de covariância de vórtices turbulentos, instalado na torre micrometeorológica da Rebio Jaru. O fluxo de calor conduzido no solo também foi medido a partir de sensores instalados na base da torre (Andreae et al., 2002; Silva Dias et al., 2002;Von Randow et al., 2002). Na pastagem (FNS) e em Rolim de Moura, os fluxos turbulentos foram obtidos através de um instrumento de correlação de vórtices instalado nas torres micrometeorológicas montadas em cada um dos dois sítios (Silva Dias et al., 2002). Nos três sítios experimentais (Rebio Jaru, ABRACOS, e Rolim de Moura) foram instaladas EMAs completas, que coletavam os seguintes dados meteorológicos à superfície: Temperatura do ar, umidade relativa, saldo de radiação, radiação solar (apenas em RM e FNS), direção e velocidade do vento, pressão atmosférica e precipitação (Andreae et al., 2002; Silva Dias et al., 2002;Von Randow et al., 2002). Tanto os dados de fluxos, como os dados meteorológicos coletados pelas EMAs, eram amostrados em médias de 30 minutos Sistema de Sondagem Rádio Acústico (RASS) Um Sistema de Sondagem Rádio Acústico (RASS) esteve instalado na pastagem (sítio de Rolim de Moura), no período de 8 a 28 de fevereiro de 1999, a partir do qual foram 50

56 obtidas medidas da temperatura virtual, da velocidade (vertical e horizontal) e direção do vento, a cada 30 minutos em média. O RASS faz uso da combinação de duas técnicas de sensoriamento da CLA, acústica e eletromagnética, para fornecer perfis de temperatura em tempo real e deduzir com boa resolução temporal a intensidade do gradiente. É uma ferramenta útil, portanto, para detectar a presença e intensidade da inversão térmica. O equipamento aplica um princípio físico simples: a relação entre a velocidade do som e a temperatura do ar. O aparelho processa uma pequena parte da energia de uma onda de rádio contínua, retroespalhada por inomogeneidades na atmosfera, causadas por um pulso acústico transmitido pela antena vertical do SODAR. O processamento Doppler do sinal recebido por uma segunda antena de radar torna possível medir a velocidade de um objeto em movimento vertical no caso, o trem de ondas acústicas extraindo daí as informações sobre a temperatura do ar. As FIGURAS 2.7a e 2.7b ilustram, respectivamente, o princípio de funcionamento do RASS e a forma como o equipamento é instalado. Após avaliação preliminar das informações geradas pelo RASS, para o período, constatou-se que devido a falhas sistemáticas ocorridas no equipamento, não foi possível obter uma seqüência consistente dos perfis de temperatura virtual obtidos, optando-se por não utilizar esta informação. No entanto, perfis da velocidade (vertical e horizontal) e direção do vento apresentaram consistência e puderam ser comparados e combinados com perfis de vento, temperatura e umidade obtidos das radiossondagens, auxiliando na caracterização da CLN em Rolim de Moura. 51

57 FIGURA 2.7a Esquema ilustrando o princípio de funcionamento do RASS. FONTE: FIGURA 2.7b Ilustração do sistema RASS. FONTE: 52

58 2.5. Características da CLN em Rondônia A evolução temporal da CLN foi estudada com base nos perfis verticais de temperatura potencial (θ), umidade (q) e vento (direção e velocidade), obtidos a partir das sondagens com balão cativo. Foram utilizados somente os perfis de subida do balão, sendo descartados os perfis de descida. Estes perfis foram interpolados em intervalos verticais de 10 m e agrupados de acordo com o horário da sondagem e condições ambientais observadas no momento do içamento. Foram então determinadas para cada perfil, individualmente, as características que descrevem o estado da CLN: altura (ou profundidade) da CLN h i ; temperatura no topo da camada θ (h i ); descontinuidade da inversão térmica θ; e intensidade da inversão térmica (I). Na seqüência, os valores médios foram estimados de acordo com os horários das sondagens. Diversos critérios têm sido citados na literatura para a estimativa da altura da CLN (h i ). Por exemplo, h i pode ser definida como a altura na qual a Energia Cinética Turbulenta é nula (ECT = 0) que equivale ao topo da camada turbulenta, ou camada misturada (se esta existir); ou como a altura onde ECT = 0,05 ECT (ou seja, a altura na qual a turbulência equivale a 5% de seu valor à superfície); ou ainda a altura na qual a velocidade horizontal do vento é nula (Stull, 1988). Considerando o conjunto de dados disponível, optou-se neste trabalho por utilizar o método do perfil de θ, no qual h i é definida como a altura na qual o gradiente vertical de θ é nulo, ou menor que 0,01 K.m -1 (valor determinado em função da precisão das medidas de temperatura da série de dados). A partir dos valores de h i, foram então calculados os outros parâmetros que descrevem o estado da CLN (os quais estão representados no esquema da Figura 2.8): a temperatura no topo da camada θ (h i ), isto é a temperatura na altura z = h i ; a descontinuidade térmica, definida como a diferença entre θ (h i ) e θ na superfície θ = θ(h ) θ (o subscrito s indica superfície); e a intensidade da inversão térmica (I, dada em K.m -1 ), cujo valor é igual à θ dividida pela espessura da camada, isto é, I = θ / h. i i s 53

59 RBLE3: Floresta - Dia 13/08/94 21hl WETAMC-LBA: Floresta - Dia 21/02 05hl altura da CLN = 140m 550 altura da CLN = 270m altura (m) altura (m) θ θ (h i) θ (h i) θ h i θs θ/h i θ (K) θs θ/h i θ (K) h i FIGURA Perfis de temperatura potencial (θ), mostrando o esquema de cálculo das características médias da CLN Estação Seca (RBLE3) A Tabela 2.2 apresenta os valores médios das principais características da CLN, sobre áreas de floresta e pastagem, durante a estação seca (RBLE3). Nesse período a CLN foi mais profunda na floresta com valores médios entre 180 m (no horário das 18 hl) e 420 m (as 05 hl). Na pastagem, os valores médios da altura da CLN (h i ) variaram entre um mínimo de 110 m (as 19 hl) e o máximo de 320 m (entre 05 e 07 hl). Estes resultados concordam, em parte, com os resultados obtidos por Fisch (1996) para o mesmo período, cujas análises também mostraram um desenvolvimento maior da CLN em áreas de floresta, embora os valores observados em Fisch (1996) fossem, em média, 54

60 15% e 35% mais baixos para a floresta e pastagem, respectivamente (esta diferença provavelmente está associada à maior amostra de dados considerada, visto que o autor utilizou dois períodos de amostragem para a época seca RBLE2 e RBLE3). TABELA 2.2 Valores médios horários das características da CLN, na floresta e na pastagem (FNS), durante a época seca (RBLE3) FLORESTA - RBLE3 HORA N de perfis utilizados h i θ (hi) <q> (g.kg-1) θ K.km -1 18: ± ,3 15,8 5,0 27,7 19: ± ,9 15,4 7,5 31,3 21: ± 68) 303,5 14,5 8,3 27,8 24: ± ,2 13,8 9,9 29,9 05: ± ,2 13,3 11,6 27,6 07: ± ,9 13,4 9,3 30,9 FNS - RBLE3 HORA N de perfis utilizados h i θ (hi) <q> (g.kg-1) θ K.km -1 18: ± ,7 7,2 3,0 25,4 19: ± ,5 7,3 5,6 50,5 21: ± ,3 10,0 10,4 39,8 24: ± ,3 9,0 9,1 39,4 05: ± ,5 8,2 11,4 35,7 07: ± ,3 8,2 10,4 32,4 A temperatura no topo da camada θ (h i ) foi, em média, 1,2 K maior na pastagem, em relação à floresta, concordando com estudos anteriores de Souza e Lyra (2002) que apontam o maior aquecimento da pastagem durante a estação seca. Notou-se também que a inversão térmica esteve muito mais forte sobre a pastagem, em todos os horários, com máxima intensidade ocorrendo as 19 hl (50,5 K.km -1 ), indicando a maior estabilidade da CLN sobre a pastagem durante a época seca (cerca de 8 K.km -1 mais alta que na floresta). A variação horária da temperatura à superfície foi menor na Floresta (FIGURA 2.9a) cujo maior conteúdo de biomassa vegetal proporciona a maior retenção de umidade e temperatura e, conseqüentemente, de calor, auxiliando a suavizar o resfriamento. O 55

61 maior resfriamento apresentado naquele sítio ocorreu no início da noite, entre 17 e 19 hl, quando a temperatura caiu 1,2 K em duas horas, o que equivale a uma taxa de resfriamento em torno de -0,6 K.h -1. Após as 19 hl a taxa de resfriamento da superfície começa a diminuir, estabilizando-se em torno das 23 hl e permanecendo quase constante até às 07 hl. Já a pastagem (FIGURA 2.9a) experimentou uma variação um pouco maior da temperatura ao longo da noite, apresentando um resfriamento brusco da superfície durante as primeiras horas da noite, entre 17 e 18 hl, quando a superfície resfriou cerca de 2 K em uma hora. Notou-se também que o aquecimento da superfície nas primeiras horas da manhã, logo após o nascer do sol, ocorreu mais cedo entre 06 hl e 07 hl e foi mais intenso sobre a pastagem, onde a temperatura experimentou um aumento de, aproximadamente, 1 K entre 06 e 07 hl e 3 K entre 07 e 08 hl. Enquanto na floresta esse aquecimento se deu de forma lenta e mais suave, não passando de 0,2 K em uma hora, e iniciando-se mais tarde entre 07 hl e 08 hl. O resfriamento e o aquecimento mais intensos da superfície sobre a pastagem, bem como as diferenças mais marcantes entre o início da noite e o da manhã, eram esperados durante o período seco (ver Gash et. al., 1996) e deverão ter conseqüências tanto sobre o desenvolvimento da CLN, quanto no da CLC do dia seguinte. Tal situação é explicada devido a menor biomassa vegetal e ao menor conteúdo de umidade naquele sítio durante esta época, o que favorece a perda de calor durante a noite (resfriamento radiativo) e proporciona uma maior capacidade de ganhar calor depois que o sol nasce, e começa a aquecer a superfície. Os ventos médios à superfície mantiveram-se calmos, entre 0 e 2 m.s -1, durante o período noturno, apresentando-se mais intensos na floresta que na pastagem (FIGURA 2.9b). No caso da floresta, houve um declínio da velocidade do vento médio no início da noite, entre 17 hl e 19 hl, voltando a aumentar a partir de 21 hl e permanecendo constante após as 22 hl. Sobre a pastagem o declínio mais intenso do vento médio 56

62 também foi observado no início da noite, até as 19 hl, tornando-se mais suave a partir de 21 hl e voltando a aumentar nas primeiras horas da manhã a partir das 07 hl. 57

63 FIGURA 2.9 (a) Taxa média diária de aquecimento/resfriamento da superfície, durante o RBLE3; (b) Média diária da velocidade do vento à superfície durante o RBLE3 58

64 Estação Úmida (WetAMC-LBA) A profundidade da CLN foi bem menor durante o período chuvoso (TABELA 2.3). Observou-se o desenvolvimento mais pronunciado da CLN sobre Rolim de Moura (transição floresta-pastagem) entre 215 m (no horário de transição às 07 hl) e 296 m (às 06 hl). Na floresta a altura máxima ficou em torno de 282 m, no horário das 22 hl, e a mínima em torno de 152 m, no início da noite (18 hl). Já a FNS (pastagem) apresentou o menor valor máximo de h i 264 m às 22 hl, com profundidade mínima em torno de 156 m ocorrendo no horário de transição da CLN para a CLC. Contudo, as temperaturas no topo da CLN mantiveram-se mais elevadas nos sítios representativos de áreas desmatadas (FNS e RM), sendo em torno de 1 K maior que na floresta o que poderia estar associado a erros instrumentais (haja vista terem sido utilizados sistemas diferentes de coleta de dados nestes dois sítios), caso estes erros fossem grandes o suficiente para influenciar os resultados. A intensidade da inversão, no entanto, foi mais alta em RM e na floresta que na pastagem, embora a diferença entre os sítios tenha sido de apenas 3 K.km -1 e 2 K.km -1, respectivamente (bem abaixo da diferença apresentada durante a época seca). A taxa de resfriamento da superfície teve sua maior variação entre as 17 e 22 hl sobre os 3 sítios de observação (FIGURA 2.10a). De um modo geral, a superfície experimentou um resfriamento entre as 18 e 20 hl, tornando a aquecer até as 22 hl e, a partir daí, permanecendo constante até o início da manhã. Sobre a Floresta e a FNS o resfriamento médio máximo foi em torno de -1 K, respectivamente, entre 19 e 20 hl e entre18 e 19 hl. Já Rolim de Moura apresentou um resfriamento bastante intenso no início da noite, com valores máximos médios em torno de 2 K.h -1 entre 17 e 18 hl. No início da manhã, após o nascer do sol, o aquecimento foi mais suave sobre a Floresta e a FNS, porém ocorreu mais lentamente na Floresta, onde a temperatura começou a aumentar após as 07 hl com taxas de aquecimento em torno de 0,2 K.h -1 (até as 08 hl) e de aproximadamente 2 K.h -1 até as 10 hl. Na FNS e em RM a superfície começou a 59

65 aquecer mais cedo, entre 06 e 07 hl com taxas de aquecimento em torno de 0,1 K.h -1 ; sendo que a FNS experimentou um aquecimento médio em torno de 1 K.h -1, a partir das 08 hl, enquanto que em RM o aquecimento médio foi bem maior cerca de 2 K.h -1, após as 07 hl. TABELA 2.3 Valores médios horários das características da CLN, na floresta, em RM (transição) e na FNS (pastagem), durante a época chuvosa (WetAMC- LBA). HORA N de perfis utilizados Floresta h i θ (h i ) <q> (g.kg -1 ) θ K.km ± ,1 15,40 1,1 12, ± ,5 15,39 2,8 18, ± ,1 15,48 2,5 15, ± ,6 15,02 3,8 15, ± ,8 15,06 3,6 14, ± ,1 15,03 4,4 15, ± ,4 14,00 3,4 14, ± ,8 13,94 4,0 14, ± ,8 14,03 1,7 10,00 HORA N de perfis utilizados RM Transição pastagem-floresta h i θ (h i ) <q> (g.kg -1 ) θ K.km ± ,3 10,97 3,0 18, ± ,4 11,72 2,5 11, ± ,9 12,01 2,5 12, ± ,4 11,80 3,1 14, ± ,5 11,42 3,4 14, ± ,0 11,55 3,8 18, ± ,9 11,24 4,0 15, ± ,6 11,26 4,8 16, ± ,7 11,59 2,4 11,16 HORA N de perfis utilizados FNS Pastagem h i θ (h i ) <q> (g.kg -1 ) θ K.km ± ,3 17,62 3,0 14, ± ,4 17,68 2,6 12, ± ,7 17,47 3,5 13, ± ,0 17,70 3,0 13, ± ,8 17,77 3,5 15, ± ,9 17,94 0,6 3,97 60

66 Durante a época chuvosa, devido ao aumento da umidade disponível em toda a região, as diferenças entre floresta e pastagem tendem a ser suavizadas, havendo uma maior homogeneidade entre os sítios. Isto pode ser bem observado no comportamento dos sítios de FNS e Floresta. Já RM sítio representativo da transição floresta-pastagem apresentou um comportamento mais característico de áreas de pastagem na estação seca e essa homogeneidade não foi observada, como seria de se esperar. FIGURA 2.10 (a) Taxa média diária de aquecimento/resfriamento da superfície, durante o WetAMC-LBA; (b) Média diária da velocidade do vento à superfície (à 2 m, na FNS e em RM, acima da copa das árvores, na floresta) durante o WetAMC-LBA. Os ventos médios à superfície (FIGURA 2.10b) mantiveram-se calmos, entre 0 e 3 m.s -1. Em RM e na FNS a variação do vento no decorrer da noite foi bastante similar, com os maiores valores ocorrendo no final da tarde e início da noite. Sobre a 61

67 pastagem, entre às17 e 18 hl, a velocidade do vento foi maior que na floresta, com valores em torno de 2,5 e 2 m.s -2, respectivamente. Em RM, no entanto, as velocidades estiveram acima dos valores encontrados na floresta apenas no final da tarde às 17 hl, cerca de 2,5 m.s -2 permanecendo mais baixas durante o restante do período. A floresta apresentou valores médios da velocidade do vento entre 1 e 2 m.s -2 durante a maior parte da noite, estando os maiores valores observados neste sítio em torno de 2,1 m.s -2, às 17 hl Erosão da CLN Um outro importante aspecto em estudos sobre a camada limite está relacionado aos períodos de transição que ocorrem no final da tarde quando a mistura convectiva entra em colapso e no início da manhã, cuja transição da situação estável para a convectiva exerce influência direta sobre o estabelecimento das condições iniciais para a fase de crescimento da camada limite convectiva (CLC), o que também pode influenciar fortemente os fenômenos meteorológicos e as trocas turbulentas durante a noite subseqüente. Apesar disso, este tópico não tem sido revisado com freqüência na literatura, pois a maioria dos estudos se preocupa com a fase de crescimento após a convecção ter sido totalmente estabelecida. Alguns modelos conceituais propostos para descrever a fase de crescimento da CLC, como os de Tennekes e Driedonks (1981), já foram utilizados para investigar o tempo exigido para erodir a CLN. Vernekar et al (1993) observaram um aumento brusco na razão de mistura quando a estabilidade térmica é quebrada pela manhã. Angevine et al. (2001) verificaram que a transição ocorre devido ao aquecimento da superfície que enfraquece a estabilidade, sendo este aquecimento da camada entre 2 m e 200 m associado, basicamente, ao cisalhamento na superfície. García et al. (2002), estudando a evolução da profundidade da CLC durante o período matutino, em um sítio experimental na Espanha, e comparando as observações com os resultados de três 62

68 modelos numéricos, mostraram que uma camada convectiva começa a se formar por volta de 08:00 UTC, quebrando totalmente a inversão noturna em torno de 12:00 UTC. Um dos poucos trabalhos relacionados à transição da CLN para CLC na região amazônica foi realizado por Fisch (1996), durante a estação seca em Rondônia. Estudos observacionais e de modelagem sugeriram a existência de uma fonte de energia extra, proveniente de fluxos advectivos vindos da floresta, que contribuiu para aquecer a camada no início da manhã sobre a pastagem. Aqui neste estudo os horários nos quais ocorre a quebra da inversão noturna e a mistura turbulenta convectiva se estabelece, pela manhã, foram identificados pelo método gráfico, no qual a altura (h i ) da camada limite durante a erosão é determinada pelo ponto de intersecção entre o último perfil com características noturnas (próximo de 07:00 hl) e o primeiro perfil diurno (entre 08 e 08:30 hl) cuja presença de uma rasa mistura convectiva já pode ser identificada como mostrado no esquema da FIGURA h i 07:00 hl 08:00 hl Altura (m) θ t θ (K) FIGURA Esquema dos perfis de temperatura potencial nos horários de 07:00 e 08:00 hl. A área hachuriada representa o aquecimento da camada entre os horários de 07 e 08 hl. FONTE: Adaptada de Fisch (1996). 63

69 O aquecimento da CLN ( θ t ) foi calculado segundo a metodologia utilizada por Vernekar et al (1993) e Fisch (1996), da seguinte forma: θ t = (w'θ') + F ; (2.1) z em que w' θ' é o fluxo de energia liberado e F é a fonte de calor para o aquecimento da camada. Integrando-se a Equação (2.1) da superfície até a altura h e fazendo a discretização dos termos, obter-se-á h i= 0 θ z t i = (w'θ') s (w'θ') b + F. z ; (2.2) sendo os subscritos s e b referentes aos fluxos de energia na superfície e no topo da camada (associado ao entranhamento), respectivamente. No caso da floresta, o fluxo de energia à superfície considera e engloba também a energia armazenada pela biomassa (B) importante nos horários de transição cujos valores foram calculados pela formulação proposta por Moore e Fisch (1986) para a vegetação da floresta tropical da seguinte forma: B * = 16,7 δt + 28,0 δq + 12,6 δt (sendo δt e δq as variações horárias da temperatura e da umidade específica, respectivamente, e δt * a variação horária da temperatura adiantada em uma hora). Assumindo-se então que o fluxo de entranhamento ( w'θ') b seja nulo, devido à forte inversão térmica próximo à superfície, neste horário, a Equação (2.2) fica na forma: h i= 0 ( : 00) θ(07 : 00) ). z = (w'θ') + F. z. t θ(08 i s. (2.3) 64

70 Erosão da CLN em Rondônia Os fluxos de energia liberados pela superfície ( integrado até o topo da CLN ( h i= 0 ( w'θ') S ), e o aquecimento da camada θ z i ), no horário da erosão, durante o período seco, t são apresentados na TABELA 2.4, para alguns dias característicos. Nota-se que na floresta há, praticamente, um balanço entre os termos que contribuem para o aquecimento. Durante o dia 23/08, por exemplo, a integração do fluxo total de energia liberado à superfície que no caso da floresta é a soma ( w'θ') = w'θ' F S + B (sendo w' θ' o calor sensível liberado pela floresta e B o calor armazenado pela F biomassa) é de 54,7 m.k, sendo que h i= 0 θ z t apenas 0,3 m.k (ou 0,54%), confirmando o balanço entre os termos. i é igual à 55 m.k. Uma diferença de Na pastagem, entretanto, tal balanço não foi verificado. Ao contrário, notou-se que as diferenças são mais acentuadas. Tomando o exemplo do dia 23/08, agora para a pastagem, observa-se que a integração de ( w'θ') S para o período de 07 a 08:30 hl foi de h θ 183,6 m.k, enquanto que z i foi de 60 m.k. A diferença entre os dois é de 123,6 t i= 0 m.k (106% acima do aquecimento da camada), aproximadamente duas vezes superior aos valores médios de fluxos de energia observados no período entre 07 e 08 horas e na ordem de grandeza dos valores médios observados entre 08 e 09 horas (ver Apêndice A). Estas características na pastagem indicam a possível existência de um adicional de energia causado por fluxos advectivos, como foi avaliado por Fisch (1996). Valores do fluxo medido de calor sensível ( (apenas para a floresta), e de h i= 0 w' θ' F ), do calor armazenado pela biomassa θ z i, no início da manhã, são apresentados na t TABELA 2.5, para o período entre 09 e 25 de fevereiro/1999, na floresta, RM e FNS. 65

71 Nota-se que todos os sítios apresentaram grandes diferenças entre h θ ( w'θ') S e z i t i= 0 significando que em nenhum deles foi observado o equilíbrio entre os termos que contribuem para o aquecimento da camada., TABELA 2.4: Fluxos de calor sensível H (floresta, FNS); fluxo de calor na biomassa B (floresta); fluxo total de calor integrado para o período da erosão da CLN RBLE3 (Estação seca). h θ ( w' θ') S ; e aquecimento da camada z i i= 0 t. Floresta DATA Hora H (W.m -2 ) B (W.m -2 ) w'θ') S ( (m.k) i (m.k) h i= 0 θ z t 21/ ,00 11,24 74,72 70,0 23/ ,00 12,49 54,74 55,0 FNS (pastagem) DATA Hora H (W.m -2 ) w'θ') S ( (m.k) i (m.k) h i= 0 θ z t 14/ ,00 162,8 162,0 15/ ,00 109,5 54,0 19/ ,00 186,5 30,0 21/ ,00 97,7 26,0 22/ ,00 156,9 136,0 23/ ,00 183,6 112,0 66

72 TABELA Fluxos de calor sensível H (floresta, FNS); fluxo de calor na biomassa B (floresta); fluxo total de calor integrado para o período da erosão da CLN WetAMC-LBA (Estação úmida). h θ ( w' θ') S ; e aquecimento da camada z i i= 0 t Floresta Data hora local w'θ' (W.m -2 ) B (W.m -2 ) w'θ') S ( (m.k) i (m.k) h i= 0 θ z t 12/02 06:55 07:56 54,72-25,38 88,3 99,0 15/02 07:00 08:06-6,2 24,05 58,0 7,0 RM (transição floresta-pastagem) Data hora local w'θ' (W.m -2 ) w'θ') S ( (m.k) i (m.k) h i= 0 θ z t 09/02 06:46 07:56 18,7 64,7 32,0 10/02 05:48 08:00 12,5 81,7 40,0 14/02 06:49 08:17 3,3 10,6 44,0 FNS (pastagem) Data hora local w'θ' (W.m -2 ) w'θ') S ( (m.k) i (m.k) h i= 0 θ z t 14/ ,7 467,8 20,0 24/ ,0 310,8 4,0 25/ ,0 141,9 36,0. Em geral, o aquecimento da camada de limite observado a partir da variação de θ foi menor que aquele estimado a partir dos fluxos de calor medidos pelo sistema de correlação de vórtices. As menores diferenças ocorreram na floresta (~ 11%) e as maiores na FNS (mais de 100%). No entanto, algumas diferenças foram mais acentuadas do que o esperado, principalmente na FNS. Em 14/02/99 naquele sítio, enquanto o h i= 0 θ z t i foi de 20 m.k, valores de ( w'θ') S estiveram em torno de 468 m.k (20 vezes mais alto), no entanto não parece ter contribuído para acelerar a quebra da inversão noturna. Tal fato pode estar relacionado ao considerável aumento de umidade experimentado pela FNS durante a estação úmida, indicando que grande parte da energia estaria sendo utilizada 67

73 para dar início ao processo de evaporação e não apenas para aquecer a camada. A FIGURA 2.12 ilustra a evolução dos fluxos de calor sensível (H) e latente (LE), da umidade específica (q) e da razão de Bowen (β) que apesar de não apresentar valores muito confiáveis à noite, pode ser usada para dar uma idéia do estado hídrico da superfície para a noite de 13 a 14/02/99 naquele sítio. Entre 07 e 10 hl a razão de Bowen (FIGURA 2.14c) apresentou valores típicos de superfícies úmidas em torno de 0,2, embora a última ocorrência de chuva significativa (acima de 5 mm) tenha sido registrada 7 dias antes. Entre 15 e 15,5 hl ocorreu uma chuva fraca de cerca de 2,19 mm, o que também pode ter contribuído para esta configuração. Nota-se que às 07:00 hl, quando os fluxos de calor começam aumentar, a umidade experimenta um pequeno aumento e após as 08 hl começa a diminuir. O intervalo de 3 horas para a integração do fluxo poderia ter afetado os valores de aquecimento obtidos, embora a influência provavelmente seja muito pequena para ser considerada. Outro aspecto a ser considerado é a influência de fatores de meso escalas atuando sobre a região (ver Laurent et al., 2002; Machado et al., 2002; e Lima et al., 2003). Por exemplo, na madrugada de 15/02/99, entre 1:30 hl e 5 hl, foi observada a ocorrência de uma chuva de 23,07 mm, provavelmente causada pela passagem de um Complexo Convectivo de Mesoescala (CCM) comuns nesta época do ano (Laurent et al., 2002). O desequilíbrio entre os termos do balanço de energia apresentado, principalmente nos sítios representativos de áreas desmatadas, pode estar relacionado com o tipo de fenômeno citado anteriormente. Em RM, o fluxo de calor integrado para o período de erosão foi em média 95% mais alto que o aquecimento h i= 0 θ z t i observado. A FIGURA 2.13 mostra a evolução de H e LE em RM para os dias listados na TABELA 2.5. Observa-se que a turbulência começou mais cedo (por volta de 05 hl da manhã), sendo que a inversão noturna somente entra em colapso a partir de 07:00 hl. Na manhã de 10/02/99 a diferença entre h θ ( w'θ') S integrado para 70 minutos (~ 82 m.k) e z i t i= 0 (40 m.k) foi de 68

74 aproximadamente 42 m.k, cerca de 1,04 vezes superestimada. No dia 14/02 o fluxo de calor integrado durante 88 minutos foi aproximadamente 76% do aquecimento observado. W.m à 14/02/99 LE (a) H q (g.kg -2 ) 16,0 15,5 15,0 14,5 (b) 14, β 0,40 0,30 0,20 0,10 0,00-0,10-0,20 (c) hora local FIGURA Noite de 13 a 14/02/99, na FNS: (a) Fluxos de calor sensível (H) e de calor latente (LE); (b) umidade específica (q) e; (c) razão de Bowen (β). Durante as duas noites anteriores não foi observada a ocorrência de chuvas significativas sobre este sítio. Entretanto, a evolução horária da umidade específica 69

75 (FIGURA 2.14) mostra que durante as noites de 08-09/02, 09-10/02 e 13-14/02, ocorreu um aumento da umidade a partir das 03 hl que perdurou até o início da manhã. Esse crescimento, aparentemente, não é causado por nenhum efeito local e, portanto, pode estar associado com movimentos atmosféricos de grande escala que trazem umidade e calor para a região, como por exemplo, a ZCAS (Zona de Convergência do Atlântico Sul), cuja ocorrência é comumente observada entre os meses Dezembro e Março L E H ( a ) 0 8 a 0 9 /0 2 /9 9 W.m W.m L E H ( b ) 0 9 a 1 0 /0 2 / W.m L E H ( c ) 1 3 a 1 4 /0 2 / h o r a l o c a l FIGURA Fluxos de calor sensível (H) e latente (LE) em RM: a) noite de 08 a 09/02/99; b) noite de 09 a 10/02/99; c) noite de 13 a 14/02/99. 70

76 q (g.kg -2 ) 19,0 18,5 18,0 17,5 17,0 16,5 16,0 15,5 15,0 14,5 14, / / / hora local FIGURA Evolução horária da umidade específica (q), em RM. 21,00 20,00 19,00 q (g.kg -2 ) 18,00 17,00 16,00 15,00 14, hora local 11-12/ /02 FIGURA Evolução horária da umidade específica (q), na Floresta. Na manhã do dia 12/02, sobre a floresta, ( w'θ') S apresentou um total de 88.3 m.k e h i= 0 θ z t i foi igual à 99 m.k, uma diferença em torno de 11 m.k (11% do aquecimento real, ou aproximadamente 0,003 m.k.s -1, durante 61 minutos) entre os termos, o que indica que eles estiveram praticamente em equilíbrio. Por outro lado, na manhã do dia 71

77 h θ 15/02 valores de ( w'θ') S somaram 58 m.k, enquanto que z i t i= 0 durante 60 minutos não ultrapassou 7 m.k, cerca de 7 vezes superestimado. Esta diferença entre os termos é equivalente a 0,01 m.k.s -1. Tal diferença sobre a floresta também pode estar relacionada à variação do conteúdo de umidade na superfície cujos valores foram cerca de 1,4 g.kg -1 maiores durante a noite de 11-12/02 (FIGURA 2.15) que exerce importante influência sobre o ciclo diário da evapotranspiração e a conseqüente distribuição de energia na floresta (Malhi et al., 2002). Outro fator que pode estar contribuindo para o aparecimento de discrepâncias tão acentuadas entre os termos h θ ( w'θ') S e z i t i= 0 comportamento da turbulência na camada próxima à superfície., durante a estação úmida, é o 2.7. Regimes de Turbulência na CLN em Rondônia O estado da CLA no final da tarde influencia fortemente a organização e desenvolvimento da turbulência noturna. Estudos sobre a turbulência na camada limite noturna são dificultados devido às características físicas especiais encontradas sob condições estáveis, tais como divergência do fluxo radiativo do ar, forte cisalhamento do vento associado a jatos nos baixos níveis, heterogeneidade da superfície, dentre outros. Alguns destes estudos classificam a CLN em duas categorias clássicas: regime de estabilidade fraca ou fracamente estável e; regime de estabilidade muito forte ou fortemente estável (Malhi, 1995; Mahrt, 1998a). Outros, como Derbyshire (1990) e Mahrt (1999), preocuparam-se em identificar características especiais dentro do regime muito estável. 72

78 A partir da análise dos dados de superfície fluxos de calor sensível e momento, e parâmetro de estabilidade de Monin-Obukhov para os três sítios estudados durante a época chuvosa, os regimes de turbulência dentro da CLN para Rondônia foram distribuídos em três categorias: regime pouco estável (ou com estabilidade fraca), regime de transição, e regime muito estável (ou com estabilidade forte). Esta classificação é baseada em um estudo similar realizado por Mahrt et al. (1998), com algumas modificações na definição de cada regime para adaptar ao conjunto de dados utilizados: a) Durante o Regime Pouco Estável (RPE) no qual, 0 < z/l ε 1 o fluxo negativo de calor aumenta (em valor absoluto) à medida que z/l aumenta, sendo ε 1 o limite máximo do parâmetro estabilidade neste regime. b) No Regime de Transição (RT) em que ε 1 < z/l ε 2 o fluxo de calor experimenta uma oscilação brusca, decrescendo e aumentando (em valor absoluto) rapidamente, a medida que z/l aumenta, até atingir um segundo máximo. Neste estágio é comum verificar períodos de intermitência. c) E para o Regime muito estável (RME) z/l > ε 2 após o breve período de oscilação, o fluxo de calor volta a decrescer (em valor absoluto), desta vez lenta e continuamente, tendendo à zero, até a situação em que z/l voltar a apresentar valores típicos da fase instável. A FIGURA 2.16 mostra a variação do fluxo de calor w' θ' (em K.m.s -1 ) com o parâmetro de estabilidade (z/l). A partir da relação entre w' θ' e z/l, para o conjunto de dados da estação úmida foram estabelecidos, para os 3 sítios experimentais, os valores médios para as constantes que definem os limites numéricos para os regimes pouco estável e estável (ε 1 e ε 2 ), respectivamente, em cada um dos sítios experimentais. Os fluxos médios negativos de calor sensível ( w' θ' ) foram plotados com relação aos valores do parâmetro z/l, e os valores de ε 1 e ε 2 foram definidos, respectivamente, como o primeiro e o segundo máximos (em valor absoluto) observados no fluxo negativo de calor. Deste modo, de acordo com os critérios de classificação descritos 73

79 anteriormente, estas constantes assumem os seguintes valores: para a floresta, ε 1 = 0,003 e ε 2 = 0,04; para RM, ε 1 = 9,14 e ε 2 =27,05; e para a FNS, ε 1 = 10,77 e ε 2 = 11,77. (a) Floresta w'θ' (b) RM w'θ' (c) FNS w'θ' regime pouco estável regime de transição ε 1 ε 2 regime muito estável z/l ε 1 ε 2 regime pouco estável regime de transição ε 1 ε 2 regime muito estável z/l regime pouco estável regime de transição regime muito estável z/l FIGURA Variação do fluxo de calor, w θ (K.m.s -1 ) com a estabilidade, z/l (adimensional), para: (a) Floresta; (b) RM (transição florestapastagem) e; (c) FNS(pastagem). ε 1 ε 2 Durante o WetAMC-LBA a CLN esteve, predominantemente, sob o regime de turbulência fracamente estável. Tal fato já era esperado para esta época do ano, sobretudo em uma região com intensa atividade convectiva, onde costumam ser 74

80 observados altos valores de umidade, o céu normalmente se apresenta coberto por nuvens e o resfriamento da superfície ocorre de forma lenta, como é o caso da Amazônia. A FIGURA 2.17 mostra a variação de z/l durante três noites em RJ, RM e FNS, respectivamente. Nota-se que o parâmetro de estabilidade apresentou, durante a maior parte do período noturno, valores representativos do RPE, à exceção de Rolim de Moura, cujos valores de z/l foram, em geral, representativos do RME. Analisando a variação do fluxo de calor durante estas noites, foram observados breves períodos de intermitência ocorrendo, principalmente em Rolim de Moura, em coincidência com os máximos de z/l. z/l 0,006 0,004 0,002 0,000-0,002-0,004 (a) RJ w'θ' 90,0 70,0 50,0 30,0 10,0-10, z/l (b) RM w'θ' 90,0 70,0 50,0 30,0 10,0-10, z/l 6,00 3,50 1,00-1,50-4,00-6,50 (c) FNS hora local w'θ' 90,0 70,0 50,0 30,0 10,0-10, hora local FIGURA 2.17: Variação do parâmetro de estabilidade - z/l, e do fluxo de calor - w θ (K.m.s -1 ), para as noites: (a) de 11 à 12/02/99, na Floresta; (b) de 12 à 13/02/99, em RM e; (c) de 12 à 13/02/99, na FNS. Perfis do número de Richardson gradiente (FIGURAS 2.18 a 2.20) mostram que nos primeiros 200 m, o número de Richardson apresentou valores pequenos entre 0 e 0,5 e durante a maior parte do tempo abaixo de Ri crítico (= 0,25), confirmando a tendência 75

81 de estabilidade fraca na CLN. Acima dos primeiros 200 m, foi observada uma camada mais misturada, com Ri tendendo à neutralidade (RI 0). Esta camada é, provavelmente, a camada residual misturada verticalmente pela turbulência atmosférica na tarde anterior. Em geral, a CLN esteve mais estável nas primeiras horas da noite (entre 17 e 22 hl). 76

82 FIGURA Perfis de temperatura potencial (θ), número de Richardson gradiente (Ri) e, componentes zonal (u) e meridional (v) da velocidade do vento, obtidos pelo balão cativo, na noite de 11 à 12/02/99, na Floresta. 77

83 FIGURA Perfis de temperatura potencial (θ), número de Richardson gradiente (Ri) e, componentes zonal (u) e meridional (v) da velocidade do vento, obtidos pelo balão cativo, na noite de 12 à 13/02/99, em RM. 78

84 FIGURA Perfis de temperatura potencial (θ), número de Richardson gradiente (Ri) e, componentes zonal (u) e meridional (v) da velocidade do vento, obtidos pelo balão cativo, na noite de 12 à 13/02/99, na FNS. 79

85 2.8. Jatos na Camada Limite Noturna (Jatos Noturnos JNs) Uma característica peculiar em situações de camadas limite com atmosfera estável é o aparecimento, juntamente com a inversão de temperatura, de um jato de vento nos baixos níveis, freqüentemente nos primeiros 1000 m da atmosfera. Um jato atmosférico é uma estreita corrente de ar, movendo-se com muita rapidez a uma determinada altura e por um período. Um jato da camada limite é assim denominado quando esta corrente de jato ocorre nos primeiros 1 2 km acima da superfície. É também conhecido como Jato de Baixos Níveis, ou Jato Noturno (JN) por ser um fenômeno de ocorrência comum sob as condições noturnas estáveis e faz parte da estrutura e dinâmica da CLN. Entretanto, suas causas e mecanismos de desenvolvimento ainda permanecem tópicos pouco explorados em estudos da CLN, principalmente sobre a região Amazônica. O termo Jato de Baixos Níveis tem sido largamente utilizado para se referir a qualquer máximo na velocidade do vento, que ocorra nos níveis mais baixos da atmosfera, podendo ter inúmeros mecanismos de desenvolvimento, fato responsável pela ambigüidade no uso deste termo na literatura. Como por exemplo, os perfis de jatos de baixos níveis observados nas correntes de ar frio que ocorrem atrás das frentes frias, frentes de rajada de grandes tempestades e frentes de brisa marítima (Darby et al., 2002). Outro exemplo é o aparecimento de Jatos de Baixos Níveis (gerados devido à baroclinicidade causada pela inclinação do terreno e associados a movimentos de grande escala) que cobrem extensas áreas à leste de grandes cadeias de montanhas, tais como os Andes na América do Sul (Wang e Fu, 2004 e Marengo et al., 2004) e as Montanhas Rochosas na América do Norte (Wang e Fu, 2004). Neste trabalho preocupou-se em abordar a ocorrência e o efeito local do jato de baixos níveis na CLN (aqui denominado de Jato Noturno JN), de acordo com os critérios de identificação detalhados mais adiante. Estes jatos têm sido observados, com maior ou menor freqüência, ao redor do mundo e sua ocorrência é mais comum durante o verão. Diversos estudos já foram realizados sobre o assunto, a maioria deles nas latitudes médias e polares (ver Smedman et al., 80

86 1993; Whiteman et al., 1997; e Andreas et al., 2000). Banta et al. (2002) investigaram, durante o experimento CASES-99 (realizado no Kansas - EUA), a ocorrência de jatos de baixos níveis formados devido ao mecanismo de Blackadar oscilações inerciais geradas devido ao resfriamento radiativo da superfície após o pôr-do-sol e o conseqüente desacoplamento da superfície (Blackadar, 1957) cujo papel na geração de cisalhamento e turbulência entre o nível do jato e a superfície pode influenciar e, por vezes até, controlar as trocas turbulentas entre a superfície e a atmosfera, à noite. Nos Trópicos, por outro lado, o fenômeno não é muito investigado ainda devido, principalmente, às condições especiais de desenvolvimento da CLN sobre tais regiões, particularmente sobre florestas tropicais. Na região Amazônica a ocorrência de tal fenômeno é ainda pouco explorada e alguns poucos estudos têm abordado o assunto, tais como os de Greco et al. (1992) e de Oliveira e Fitzjarrald (1993). Com o intuito de adicionar algum conhecimento a respeito deste tema para a região da floresta tropical, especialmente na Amazônia, propôs-se a seguinte questão: Quais as características dos jatos noturnos que ocorrem na CLN sobre a região Amazônica? Para tentar responder a esta pergunta deve-se, primeiramente, definir os critérios usados para identificar JNs. Diferentes critérios têm sido citados na literatura para definir um JN, tal como a definição de um limite mínimo de velocidade para o jato (10 20 m.s -1, por exemplo) e a altura máxima acima da superfície considerada (Stull, 1988). O critério utilizado no presente trabalho foi baseado naquele estipulado por Andreas et al. (2000) com algumas modificações devido ao conjunto de dados observados e considerou como um perfil característico de jato aquele que apresentasse um máximo local da velocidade do vento maior ou igual a 5 m.s -1, ocorrendo nos primeiros 1000 m a partir da superfície, e que fosse pelo menos 1,5 m.s -1 maior que as velocidades nos níveis acima e abaixo do jato. 81

87 Para a identificação de JNs sobre a área experimental foram analisados 326 perfis de vento coletados por radiossonda, durante o período do experimento WetAMC-LBA, e 145 perfis de vento durante o RBLE3 (TABELA 2.6) dos quais 94 mostraram uma configuração de JN segundo os critérios descritos anteriormente. A maioria deles 65 eventos ocorreu durante o WetAMC-LBA e o restante 29 eventos durante o RBLE3. A maior parte dos casos aconteceu na FNS, que apresentou um total de 43 perfis com características de JN (sendo 29 durante o WetAMC-LBA e 14 durante o RBLE3). Na floresta foram identificados 36 perfis característicos de JN, para os dois conjuntos de dados analisados (21 durante o WetAMC-LBA e 15 durante o RBLE3). E em RM, no período do experimento WetAMC-LBA, foram observados 15 perfis com características de JN a partir das radiossondagens. Tanto na estação seca como na estação úmida, a maioria dos casos de JN foi de eventos isolados em uma noite em particular, observados durante uma única sondagem. De fato, a maior parte das sondagens analisadas, para ambos os experimentos, apresentou perfil de vento com forma de jato, mas que, no entanto, não se enquadravam em algum dos critérios adotados neste estudo para a caracterização de um JN. A proporção de casos de JNs observados durante as duas épocas estudadas foi a mesma: cerca de 20% do total de perfis analisados durante cada experimento (RBLE3 e WetAMC-LBA) apresentou configuração de Jato. TABELA 2.6 Número de casos de jatos observados durante os experimentos RBLE3 (estação seca) e o WetAMC-LBA (estação úmida). Casos RBLE3 WetAMC-LBA Floresta FNS Floresta FNS RM As TABELAS 2.7a à 2.7e mostram os dias e horários em que foram registrados casos de JNs durante o RBLE3 (Floresta e FNS) e o WetAMC-LBA (Floresta, FNS e RM). Durante o RBLE3 o JN foi observado, predominantemente, nos horários de 00 hl e 06 horas da manhã, tanto sobre a floresta como na FNS, mostrando uma tendência à 82

88 ocorrer cedo pela manhã. Durante o WetAMC-LBA essa tendência se inverteu sobre as áreas desmatadas, onde o JN ocorreu preferencialmente durante a noite bem estabelecida nos horários de 20, 23 e 02 hl na FNS, e 20 e 02 hl em RM; sobre a floresta manteve-se a tendência do JN ocorrer pela manhã nos horários de 05 hl e 08 horas da manhã, predominantemente. TABELA 2.7a Altura e Velocidade dos JNs observados durante o RBLE3 (estação seca), sobre a Floresta. Dia Hora local Altura do eixo Velocidade do Direção do do Jato (h J ) vento (m.s -1 ) vento ( o ) 14/08 18: ,7 163 (SSE) 15/08 06: ,6 186 (S) 15/08 09: ,6 147 (SSE) 17/08 06: ,8 156 (SSE 18/08 00: ,0 99 (E) 18/08 06: ,5 99 (E) 19/08 00: ,1 44 (NE) 19/08 18: ,8 95 (E) 20/08 18: ,4 89 (E) 21/08 06: ,0 99 (E) 21/08 18: ,8 81 (E) 22/08 18: ,3 239 (WSW) 23/08 00: ,9 101 (E) 26/08 00: ,8 340 (WNW) 26/08 06: ,1 302 (NNW) 83

89 TABELA 2.7b Altura e Velocidade dos JNs observados durante o RBLE3 (estação seca), sobre a FNS. Dia Hora local Altura do eixo Velocidade do Direção do do Jato (h J ) vento (m.s -1 ) vento ( o ) 15/08 00: ,5 177 (S) 15/08 06: ,4 142 (SE) 16/08 00: ,1 160 (SSE) 16/08 06: ,5 152 (SSE) 17/08 06: ,8 148 (SSE) 17/08 09: ,0 114 (ESE) 18/08 06: ,7 89 (E) 19/08 06: ,1 62 (ENE) 20/08 00: ,8 54 (NE) 20/08 09: ,3 108 (ESE) 22/08 06: ,2 51 (NE) 25/08 18: ,0 32 (NNE) 26/08 00: ,8 344 (NNW) 26/08 06: ,3 294 (WNW) TABELA 2.7c Altura e Velocidade dos JNs observados durante o WetAMC-LBA (estação úmida), sobre a Floresta. Dia Hora local Altura do eixo Velocidade do Direção do do Jato (h J ) vento (m.s -1 ) vento ( o ) 01/02 23: ,1 18 (NNE) 02/02 02: ,4 10 (N) 02/02 23: ,5 50 (NE) 03/02 02: ,9 54 (NE) 03/02 05: ,1 42 (NE) 03/02 08: ,6 33 (NE) 04/02 08: ,0 274 (W) 04/02 17: ,2 295 (WNW) 04/02 20: ,4 264 (W) 06/02 20: ,1 337 (NNW) 06/02 23: ,7 350 (N) 07/02 23: ,8 17 (NNE) 08/02 08: ,7 19 (NNE) 13/02 08: ,8 313 (NW) 13/02 20: ,3 31 (NNE) 16/02 08: ,7 353 (N) 18/02 05: ,0 16 (NNE) 19/02 05: ,3 201 (SSW) 19/02 08: ,2 183 (S) 20/02 08: ,3 330 (NNW) 24/02 05: ,6 333 (NNW) 84

90 TABELA 2.7d Altura e Velocidade dos JNs observados durante o WetAMC-LBA (estação úmida), sobre a FNS. Dia Hora local Altura do eixo Velocidade do Direção do do Jato (h J ) vento (m.s -1 ) vento ( o ) 01/02 05: ,5 34 (NE) 01/02 08: ,2 55 (NE) 03/02 02: ,9 46 (NE) 03/02 05: ,8 34 (NE) 03/02 08: ,5 39 (NE) 03/02 20: ,2 265 (W) 04/02 20: ,0 281 (W) 04/02 23: ,0 263 (W) 06/02 20: ,9 344 (NNW) 06/02 23: ,1 340 (NNW) 07/02 02: ,3 341 (NNW) 08/02 02: ,8 18 (NNE) 10/02 23: ,7 127 (SE) 11/02 05: ,2 39 (NE) 12/02 05: ,8 181 (S) 12/02 23: ,5 9 (N) 13/02 05: ,2 313 (NW) 14/02 02: ,8 2 (N) 14/02 23: ,2 235 (SW) 18/02 02: ,3 83 (E) 19/02 08: ,6 191 (S) 20/02 17: ,0 27 (NNE) 21/02 20: ,9 338 (NNW) 23/02 20: ,7 332 (NNW) 24/02 20: ,0 282 (WNW) 25/02 23: ,3 277 (W) 26/02 20: ,6 300 (WNW) 27/02 20: ,0 265 (W) 28/02 05: ,5 274 (W) 85

91 TABELA 2.7e Altura e Velocidade dos JNs observados durante o WetAMC-LBA (estação úmida), sobre a RM. Dia Hora local Altura do eixo Velocidade do Direção do do Jato (h J ) vento (m.s -1 ) vento ( o ) 01/02 17: ,2 348 (N) 01/02 20: ,6 332 (NNW) 02/02 23: ,7 39 (NE) 03/02 02: ,2 19 (NNE) 03/02 08: ,8 28 (NNE) 07/02 02: ,4 351 (N) 07/02 20: ,4 18 (NNE) 07/02 23: ,1 23 (NNE) 08/02 02: ,0 30 (NNE) 13/02 05: ,0 342 (NNW) 13/02 08: ,6 341 (NNW) 13/02 17: ,3 358 (N) 13/02 20: ,5 12 (NNE) 15/02 17: ,2 76 (ENE) 19/02 05: ,4 196 (SSW) Em aproximadamente 85% dos casos identificados durante o WetAMC-LBA, os jatos foram observados entre os 400 e 800 m de altura (FIGURA 2.21a), e em aproximadamente 94% a velocidade do vento foi menor que 10 m.s -1, com a direção predominante de componente Norte (isto é, N, NE, NNE, NW e NNW). Já durante o RBLE3, em cerca de 79% dos casos observados o eixo dos jatos esteve entre 200 e 600 m e em 86% a velocidade esteve abaixo de 10 m.s -1 (FIGURA 2.21b), com a direção predominante do vento apresentando componentes de Leste (E, NE, ENE, SE e ESE). 86

92 N o de casos Floresta RM FNS Altura do eixo do Jato, h j (m) N o de casos Floresta RM FNS > 10 Velocidade do vento no eixo do Jato, V j (m.s -1 ) FIGURA 2.21a Histogramas dos casos de jatos noturnos observados em Rondônia, durante o WetAMC-LBA: i) altura do JN (h j ); ii) velocidade do vento no JN (V j ). 87

93 N o de casos Floresta FNS Altura do eixo do Jato, h j (m) N o de casos Floresta FNS > 10 Velocidade do vento no eixo do Jato, V j (m.s -1 ) FIGURA 2.21b Histogramas dos casos de jatos noturnos observados em Rondônia, durante o RBLE3: i) altura do JN (h j ); ii) velocidade do vento no JN (V j ). 88

94 A estrutura da CLN na presença do jato foi avaliada com base no desenvolvimento dos perfis verticais das variáveis que definem o estado físico da atmosfera velocidade do vento médio (V, em m.s -1 ), temperatura potencial (θ, em K) e umidade específica (q, em g.kg -1 ) e nos parâmetros derivados destas variáveis que servem para caracterizar seu desenvolvimento e evolução com a altura gradiente vertical de temperatura ( θ z ), cisalhamento do vento médio (S, em s -2 ) e o número de Richardson de gradiente (Ri, adimensional). Avaliou-se o gradiente vertical da temperatura potencial acima ( θ/ z A ) e abaixo ( θ/ z B ) da altura do Jato (h j ), para os 94 casos de JN observados durante as duas épocas estudadas e, em termos médios, os valores encontrados foram semelhantes: o valor médio θ/ z foi sempre maior que o valor médio de θ/ z B A, tanto sobre a FNS (pastagem), quanto sobre a Floresta e RM (avaliado apenas durante o WetAMC- LBA). Tanto na Floresta como na FNS, θ/ z foi maior durante o RBLE3 (época B seca); já θ/ z apresentou valores mais elevados durante o WetAMC-LBA (época A úmida), na Floresta e na FNS. Isso indica uma tendência da CLN em apresentar uma configuração mais estável acima do jato durante a época úmida. Quando considerada a evolução vertical de θ z, no entanto, diferenças sutis entre as épocas seca (RBLE3) e úmida (WetAMC-LBA) podem ser observadas. Durante o RBLE3, observou-se que θ z diminuía com a altura nos primeiros metros abaixo de h j, e próximos à superfície, até atingir um valor nulo ou bem próximo de 0 (menor que 0,01), permanecendo constante acima do jato. Portanto, o gradiente vertical de θ é maior nos níveis mais baixos, onde os valores de Ri próximos de 0 indicam a presença de turbulência fraca abaixo do jato. As FIGURAS 2.22 e 2.23 mostram dois exemplos da estrutura vertical da CLN na presença do jato sobre a Floresta e a FNS, respectivamente, durante o RBLE3. Verifica-se que o aumento de θ com a altura é bastante acentuado abaixo do jato; acima do jato o crescimento de θ é muito pequeno (ou quase nulo) e uma camada um pouco mais misturada pode ser notada no perfil de θ em ambos os sítios. 89

95 Essa mistura também é notada no perfil de q, cujo decréscimo com a altura (bastante acentuado abaixo de h j ) é suavizado acima do jato, onde uma mistura rasa é formada, estendendo-se por, aproximadamente, 200 m. Essa camada rasa bem misturada acima do jato é, provavelmente, a camada residual (CR) formada a partir da mistura turbulenta da tarde anterior que ocorre acima do jato e tende a ser menos marcante, do que nas noites sem a presença do JN. Durante o WetAMC-LBA notou-se o aumento de θ z com a altura abaixo do jato, até próximo de h j (quando o JN era observado entre 400 e 600 m de altura), tornando-se constante a partir daí. Abaixo do jato, valores de Ri próximos de 0 (para a Floresta e FNS) e variando entre -1 e 1 (em RM) indicaram uma mistura turbulenta fraca nesta região, principalmente sobre a Floresta e a FNS (FIGURAS 2.24 e 2.25), onde foi notada no perfil de θ uma mistura fraca, entre 200 e 400 m, próximo à superfície. Essa mistura também foi, algumas vezes, observada nos perfis de umidade, especialmente sobre a Floresta e RM (FIGURA 2.26), e estendia-se por cerca de 200 m na região abaixo do jato, diminuindo deste modo as perdas radiativas de calor na camada compreendida entre a superfície e o JN. Acima do jato, tanto o aumento de θ como o decaimento de q com a altura, são observados de forma constante, e valores de Ri indicam uma atmosfera mais estável nesta região, facilitando as perdas radiativas de calor. Não foi observada a presença da CR durante esta época. 90

96 FIGURA Exemplo da estrutura da CLN sobre a floresta, na presença de JN, durante o RBLE3. Perfis verticais da Velocidade do vento, Número de Richardson de gradiente (Ri), Temperatura potencial (θ) e umidade específica (q), obtidos por radiossondagem para os dias 19 e 21/08/94 às 00 hl e 06 hl, respectivamente. 91

97 FIGURA Exemplo da estrutura da CLN sobre a FNS (pastagem) na presença de JN, durante o RBLE3. Perfis verticais da Velocidade do vento, Número de Richardson de gradiente (Ri), Temperatura potencial (θ) e umidade específica (q), obtidos por radiossondagem para 15/08/94 às 00 hl e 06 hl. 92

98 FIGURA Exemplo da estrutura da CLN sobre a floresta, na presença de JN, durante o WetAMC-LBA. Perfis verticais da Velocidade do vento, Número de Richardson de gradiente (Ri), Temperatura potencial (θ) e umidade específica (q), obtidos por radiossondagem para o dia 03/02/99 às 05 hl e 08 hl. 93

99 FIGURA Exemplo da estrutura da CLN sobre a FNS, na presença de JN, durante o WetAMC-LBA. Perfis verticais da Velocidade do vento, Número de Richardson de gradiente (Ri), Temperatura potencial (θ) e umidade específica (q), obtidos por radiossondagem para os dias 18 e 21/02/99 às 02 hl e 20 hl, respectivamente. 94

100 FIGURA Exemplo da estrutura da CLN sobre RM, na presença de JN, durante o WetAMC-LBA. Perfis verticais da Velocidade do vento, Número de Richardson de gradiente (Ri), Temperatura potencial (θ) e umidade específica (q), obtidos por radiossondagem para o dia 07/02/99 às 02 hl e 20 hl. 95

101 Estudo dos Jatos Noturnos em Rolim de Moura Sistema de Sondagem Rádio-Acústico (RASS) Durante o experimento WetAMC-LBA, a partir da análise das informações coletadas pelo RASS, em Rolim de Moura, verificou-se a ocorrência de jatos em 9 dias, no período entre 08 e 28/02/99, a maior parte deles em concordância com os eventos observados a partir das radiossondagens. Na FIGURA 2.27 são mostrados os dias nos quais houve ocorrência de jatos, a altura em que foram observados (FIGURA 2.27A) e a velocidade do vento no eixo do jato (FIGURA. 2.27B). A maioria dos eventos observados aconteceu entre as 16 e 24 hl, durante as noites de 11, 13 e 18 de fevereiro/1999. De um total de 39 casos identificados, 22 ocorreram nestes dias. Para a maioria dos eventos, a altura do eixo do jato foi inferior, ou igual, a 600 m (FIGURA 2.28A) 25 casos, cerca de 74% do total, concordando com os resultados obtidos a partir da análise dos dados de radiossonda mostrados anteriormente, em que 64% dos casos ocorreram abaixo dos 600 m. Os valores da velocidade do vento no eixo do jato, por sua vez, foram muito mais altos que aqueles observados a partir das radiossondagens: foram verificados 23 casos com velocidade acima de 10 m.s -1 aproximadamente 74% do total (FIGURA 2.28B). 96

102 A 1200 Altura do eixo do Jato, z j (m) /0 2 09/02 10/02 11/02 12 /0 2 13/02 15/0 2 18/02 19 / :00 02:24 04:48 07:12 09:36 12:00 14:24 16:48 19:12 21:36 00:00 Hora Local B 35 Velocidade no eixo do Jato, V j (m.s -1 ) /02 0 9/02 10/02 11/0 2 12/02 13 /0 2 15/02 18/02 19/ :00 02:24 04:48 07:12 09:36 12:00 14:24 16:48 19:12 21:36 00:00 Hora Local FIGURA A) Alturas do eixo do Jato observadas durante os eventos identificados em Rolim de Moura, a partir dos dados do RASS; B) Velocidades do vento no eixo do Jato observadas durante os eventos identificados em Rolim de Moura, a partir dos dados do RASS 97

103 N o de ocorrências Altura do eixo do Jato, zj (m) N o de ocorrências > 10 Velocidade do vento no eixo do Jato, Vj (m.s -1 ) FIGURA 2.28 Histogramas dos casos de jatos noturnos observados a partir do RASS, em Rolim de Moura: A) altura do JN (z j ); B) velocidade do vento no JN (V j ). 98

104 2.9. Sumário dos Resultados A partir das análises apresentadas anteriormente, pôde-se resumir os resultados encontrados em quatro blocos, a seguir. Durante a estação seca a CLN foi mais profunda na floresta com valores médios entre 180 m (no horário das 18 hl) e 420 m (as 05 hl) do que na pastagem valores médios de h i variando entre um mínimo de 110 m (as 19 hl) e o máximo de 320 m (entre 05 e 07 hl). Durante o período de chuvas a profundidade da CLN foi bem menor, observando-se o desenvolvimento mais pronunciado da CLN sobre Rolim de Moura (transição floresta-pastagem) entre 215 m (no horário de transição às 07 hl) e 296 m (às 06 hl) e sobre a floresta em torno de 282 m (as 22 hl) e 152 m, no início da noite (18 hl). Já a FNS (pastagem) apresentou valores médios de h i entre 264 m (às 22 hl) e 156 m (no horário de transição da CLN para a CLC). De um modo geral, as discrepâncias entre a Floresta e os sítios representativos de áreas desmatadas (FNS e RM) foram mais suaves durante a época úmida, uma conseqüência esperada do alto teor de umidade transportada para a região neste período, devido à ação da circulação de grande escala. A análise da turbulência noturna segundo a classificação desenvolvida por Mahrt et al (1998a) e Mahrt (1999) durante o WetAMC-LBA mostrou que neste período a CLN esteve, predominantemente, sob o regime de turbulência pouco estável, confirmando a tendência verificada pelo número de Richardson, cujos valores variaram entre 0 e 0,5 (valores típicos de atmosfera neutra) nos primeiros 200 m da CLN. Em noites onde foram verificadas a presença do JN, notou-se durante o WetAMC-LBA a predominância de valores de Ri próximos de 0 (para a Floresta e FNS) e variando entre -1 e 1 (em RM) abaixo da altura do jato, próximo à superfície, indicando uma mistura turbulenta fraca nesta região, principalmente sobre a Floresta e a FNS, onde esta mistura fraca se refletiu no perfil de θ, entre 200 e 400 m, próximo à superfície; e em RM onde pôde-se observar a mistura também nos perfis de umidade específica, 99

105 estendendo-se por cerca de 200 m na região abaixo do jato, o que certamente contribuiu para diminuir as perdas radiativas de calor na camada compreendida entre a superfície e o JN. A região acima do jato apresentou características de estratificação mais estável e, provavelmente devido a isto, não foi observada a presença da CR na presença do jato, durante esta época. Já durante o RBLE3 foi observado que na presença do jato, sobre a Floresta e a FNS, verifica-se o acentuado aumento de θ com a altura abaixo do jato; acima do jato o crescimento de θ é muito o pequeno (ou quase nulo) e uma camada um pouco mais misturada pode ser notada em ambos os sítios, tanto no perfil de θ como no de q. Essa camada bem misturada acima do jato é, provavelmente, a camada residual (CR) formada a partir da mistura turbulenta da tarde anterior e menos marcante na presença do jato. 100

106 CAPÍTULO III ASPECTOS DE MODELAGEM Este capítulo apresenta as simulações numéricas realizadas para avaliar o desenvolvimento da CLN em Rondônia, com o objetivo de investigar algumas situações observadas em campo, visando deste modo aumentar os conhecimentos sobre seu funcionamento devido a diferentes condições iniciais e/ou de contorno e forçantes externas, tais como: a ocorrência de precipitação e as condições de umidade do solo; desmatamento (diferenças e/ou semelhanças entre áreas de pastagem, transição florestapastagem e floresta) Características do Modelo Existe uma grande diversidade de modelos numéricos que tentam descrever e prever o comportamento da CLN, sob diferentes aspectos: mistura turbulenta, espalhamento de aerossóis e transporte de espécies, profundidade, variabilidade e condições de estabilidade, temperaturas de superfície, fluxos e formação de nevoeiros (sendo os dois últimos mais observados em modelagem de previsão numérica de tempo PNT). Com o crescente interesse da comunidade científica em entender as complexas interações entre a atmosfera e a superfície terrestre subjacente, modelos verticais unidimensionais estão sendo extensivamente utilizados para estudar o papel dos processos de superfície no desenvolvimento da CLN. O modelo escolhido neste estudo para realizar as simulações foi o Modelo Acoplado da Camada Limite-Planta-Solo OSU-CAPS ( Oregon State University Coupled Boundary Layer-Plant-Soil Model ), por ser o esquema de superfície atualmente acoplado a uma das versões do modelo de meso-escala ETA, que se encontra implementado operacionalmente no CPTEC. Este esquema é um modelo unidimensional (modelo de coluna) desenvolvido para simular a mistura turbulenta na 101

107 Camada Limite Atmosférica, considerando as condições do solo e da superfície vegetada (ver FIGURA 3.1), para aplicações nas quais não seja possível uma alta resolução vertical na descrição da CLA (caso dos MCGs). Neste modelo alguns dos principais processos da CLA são descritos: balanço de energia à superfície, mistura turbulenta, entranhamento no topo da camada, estabilidade atmosférica. Na versão atual do OSU-CAPS, o modelo que descreve a Camada Limite Planetária elaborado por Troen e Mahrt (1986) foi acoplado ao modelo ativo de duas camadas de solo de Mahrt e Pan (1984) e também incorporou a formulação desenvolvida por Mahrt e Ek (1984), para a evapotranspiração de Penman, e o modelo para o dossel de Pan e Mahrt (1987). As equações utilizadas nesta composição do modelo são, suficientemente, abrangentes para aproximar os processos físicos considerados como os mais importantes, porém simples o suficiente para permitir que simulações de baixa e alta resolução sejam executadas em poucos minutos por um PC ( Personal Computer ), tanto para condições diurnas (instáveis) como para noturnas (estáveis). Por exemplo, os testes realizados neste estudo rodados em um PC Pentium 4, CPU 2.40 GHz e 256 MB de RAM levaram em média 8 minutos, para simular 15 horas. Betts et al. (1997), utilizando uma série de dados coletados no verão (boreal) de 1987 durante o experimento FIFE (para maiores detalhes deste experimento ver Betts et al., 1993 e Betts e Ball, 1994), avaliaram o modelo OSU acoplado em uma versão operacional do Modelo regional Eta, e concluíram que a física do modelo OSU descreve bem o acoplamento entre a superfície e a Camada Limite, principalmente durante a noite. Entretanto, o modelo apresenta algumas inconveniências tais como: mostrar um ciclo diurno muito grande para a temperatura de superfície, ser mais sensível à erros na estimativa do saldo de radiação, e subestimar o entranhamento no topo da camada de mistura. Apesar disso, resultados para uma simulação de chuva no modelo mostraram que, embora o impacto da cobertura de nuvens sobre o balanço de radiação de ondas curtas seja subestimado, a interação entre os esquemas de superfície, camada limite e convecção, durante eventos de precipitação, foi satisfatória. 102

108 FIGURA Esquema do modelo OSU-CAPS FONTE: 103

109 De acordo com a descrição original desenvolvida por Troen e Mahrt (1986), a formulação relativa ao desenvolvimento da profundidade da CLA visou atender as seguintes considerações: 1) não exigir uma alta resolução para a descrição da inversão térmica; 2) permitir a transição contínua entre a Camada Limite estável e instável; 3) descrever o caso próximo da neutralidade, no qual os fluxos de superfície não são importantes; 4) remover algumas inconsistências referentes à aplicação da teoria da similaridade na superfície e a correção do fluxo contragradiente. a) Detalhamento das camadas no OSU-CAPS a.1) Descrição da Camada Limite Superficial (CS) O esquema de parametrização da CS de Louis (1979) é utilizado para relacionar os fluxos à superfície de calor, momento e vapor d água, com os valores de temperatura, componentes do vento e umidade específica nos níveis mais baixos do modelo. Considera-se que a CS é, portanto, a camada entre a superfície e os primeiros níveis do modelo, e que a mesma esteja em equilíbrio, obedecendo a similaridade camadasuperfície. b.1) Descrição da Camada Limite acima da CS O modelo prevê a evolução da mistura turbulenta, em termos da temperatura potencial (θ), umidade específica (q), e componentes horizontais do vento (V, ou u e v). O 104

110 105 conjunto de equações prognósticas é mostrado a seguir de forma simplificada, na qual apenas os termos da difusão vertical devido à mistura turbulenta na CLA e da advecção devido ao campo do movimento vertical prescrito estão representados: = z w z K m z t V V V (3.1a) = z θ w θ γ z θ h K z t θ (3.1b) = z q w z q h K z t q. (3.1c) As unidades são dadas em m.s -1 (em 3.1a), K.s -1 (em 3.1b) e s -1 (em 3.1c) e θ γ é a correção do contra-gradiente para a temperatura potencial dado por = CLA instável a para, h w (w'θ') C CLA estável a para 0, γ S S θ ; (3.2) sendo C = 8,5 uma constante adimensional modificada por Holtslag (1987); S θ') (w' o fluxo de calor sensível à superfície; h (em m) a altura da CLA; e a velocidade de escala da CLA, dada em m.s -1, ( ) L z Φ u w S -1 m * S = em que u * (em m.s -1 ) é a velocidade de fricção à superfície, z S (em m) é o topo da CS (igual à 0,1h, no modelo), L (em m) é o comprimento de Monin-Obukhov e m Φ é a função adimensional do perfil para o cisalhamento do vento cuja definição é apresentada mais adiante.

111 Para condições de atmosfera neutra, à medida que L tende para ±, a velocidade de escala w S tende para u *. E para o caso de convecção livre, à medida que V tende à 0, u * tende à 0 e 7 z S g k (w'θ') S w S ; (3.3) θs em que g é a aceleração a gravidade ( 9,8 m.s -1 ), k ( 0,40) é a constante de von Karman e θ S é a temperatura potencial à superfície. Para condições atmosféricas INSTÁVEIS (diurnas) A função adimensional do perfil para o cisalhamento do vento, obtida a partir da formulação elaborada por Businger et al. (1971) e modificada por Holtslag (1987), é dada por: Φ m 1 / 3 z = 1 15 (3.4) L E o coeficiente de difusividade turbulenta para o calor é definido como Φ h 1 / 2 z = 1 15 (3.5) L O coeficiente de difusividade turbulenta para o momento (K m, em m -2.s -1 ), modificado por Holtslag (1987), é dado por: p z z S h K m = w h k 1 (3.6) h 106

112 em que se considera que a CS estende-se até uma altura z = zs. Para o caso instável, portanto, assume-se que velocidade de escala relevante, w S, é constante e dada na forma da equação (3.3). O coeficiente de difusividade turbulenta para o calor (K h, em m -2.s -1 ) é definido pela relação de K m com o número de Prandtl (Pr) turbulento, da seguinte forma: K = Pr. (3.7) h K m Na qual, para o caso Instável, Pr = z Φ h L z Φ m L + C k z h z = z S. (3.8) Para condições atmosféricas ESTÁVEIS (noturnas) A função adimensional do perfil para o cisalhamento do vento, também modificada por Holtslag (1987), assume os seguintes valores: z 1 + 5, caso Estável Φ m = L ; (3.9) 6,0, caso muito Estável sendo z (em m) a altura acima do solo. O coeficiente de difusividade turbulenta para o momento (K m, em m -2.s -1 ), é dado na forma K m -1 = (u* Φm (z/l)) k z 1 h 2 z. (3.10) 107

113 Sendo assim, no caso estável L e u * são, respectivamente, o comprimento de escala e a velocidade de escala relevantes. A profundidade da CLN, h, é definida como a altura na qual a turbulência cessa, e não influencia a velocidade de escala da camada. O número de Prandtl (Pr, adimensional), neste caso, assume um valor constante (= 1,0) e o coeficiente de difusividade turbulenta para o calor (K h, em m -2.s -1 ) dado pela relação da equação (3.7) é igual à K m. a.3) Determinação da profundidade (h) da CLA A altura do topo da camada, ou profundidade da CLN h (FIGURA 3.2), é determinada por uma equação diagnóstica, tal que, h = Ri CR 2 θ0 V( h). (3.11) * g(θ( h) θ ) 0 Sendo θ o a temperatura potencial (em K) no primeiro nível do modelo acima da superfície, Ri CR (= 0,25) o número de Richardson crítico da camada, θ (h) a temperatura potencial no topo da camada e V (h) é a velocidade horizontal do vento no topo da camada. Esta aproximação para h requer a especificação de uma temperatura potencial nos baixos níveis, * θ 0, definida da seguinte forma: θ 0, caso Estável * θ 0 =. (3.12) (w' θ ') S θ + C, caso Instável 0 w S 108

114 CASO INSTÁVEL θ (Z 1 ) f (Ri) θ (h) h CASO ESTÁVEL θ (h) Z θ (Z 1 ) h Z 1 θs f (Ri) θ (Z) FIGURA Representação esquemática do cálculo da altura da CLA (h), no modelo OSU-CAPS, para os casos INSTÁVEL e ESTÁVEL. Z é a altura e θ(z) é a temperatura potencial em uma dada altura; θ(z 1 ) é a temperatura potencial no primeiro nível do modelo; θ S é a temperatura da superfície estimada a partir do balanço de energia à superfície; θ(h) é a temperatura potencial no topo da CLA; e f(ri) se refere a uma função do número de Richardson da camada. FONTE: Adaptada de Ek e Mahrt (1991). 109

115 3.2. Características das Simulações O modelo foi rodado off line com dados obtidos dos três sítios experimentais, para 3 noites diferentes, escolhidas por serem as que representavam o conjunto mais adequado de condições ambientais. Um fluxograma dos cálculos realizados pelo modelo é mostrado na Figura 3.3. A inicialização foi executada a partir de um arquivo de dados (chamado arquivo de controle) contendo os perfis verticais iniciais da temperatura do ar (em C), umidade específica (em g.kg -1 ) e vento componentes u, v e w (cujos valores foram calculados a partir da equação da divergência do vento para a área de abrangência das radiossondagens), bem como os parâmetros e condições iniciais à superfície para cada sítio experimental (Tabela 3.1), tais como latitude e longitude; comprimento de rugosidade para o momento e para o calor (Z 0 e Z 0H, respectivamente, em m), altura do deslocamento do plano zero (d, em m) e albedo da superfície (α, adimensional); tipo de solo e temperatura do solo (em K) para as 2 camadas definidas no modelo; temperatura de referência (em K) do ar próximo à superfície (usada no cálculo inicial do balanço de radiação). TABELA Parâmetros iniciais do modelo para a Floresta, FNS e RM. Floresta FNS RM Z 0 (m) ** 3,03 0,06 0,053 Z 0H (m) *** 0,303 0,006 0,0053 Albedo ** 0,123 0,171 0,171 T ref (K)* + 300,65 300,65 300,65 T SOLO1 (K) (5 cm) * 298,0 300,0 299,0 T SOLO2 (K) (1 m) * 298,0 300,0 299,0 FONTE: * Souza et al. (1996); ** Wright et al. (1996); ***Z 0H = 0,1Z 0 (Garratt, 1992); * + observada da temperatura do ar à superfície. Estimado a partir da média 110

116 Medidas de temperatura do solo obtidas na Floresta e na FNS, realizadas por Alvalá et al. (2002) em três diferentes profundidades 10, 20 e 40 cm mostraram que a variação térmica nas primeiras camadas do solo é pequena. Assim sendo, no presente trabalho considerou-se para a inicialização do modelo as temperaturas de solo, a 0,05 e 1 m, calculadas através da interpolação dos valores apresentados por Souza et al. (1996), para os sítios de floresta e de pastagem, em Marabá PA, sítios estes que apresentam solos com características aproximadamente semelhantes àquelas encontradas nos sítios de Rondônia. No caso do cálculo da altura da CLA, o modelo considerava, inicialmente, a altura h i como o valor encontrado no segundo nível do perfil de inicialização fornecido. Esta característica incorria em um grave erro nos cálculos da profundidade da camada limite, principalmente da CLN, cujos valores estimados pelo modelo eram extremamente baixos (da ordem de grandeza de 30 a 70 m, ou seja, valores típicos da Camada Superficial). Para solucionar este problema, um valor inicial de h i foi fornecido ao modelo para que este pudesse iniciar os cálculos cabe ressaltar que neste trabalho foram utilizados os valores médios observados no horário de início da integração, para cada um dos sítios experimentais. A partir daí, uma simples rotina matemática se encarregou de realizar os cálculos para o período de integração definido. 111

117 INICIA O OSU-CAPS LÊ O ARQUIVO DE CONTROLE E ENTRA COM OS DADOS INICIAIS PARA O MODELO Conversão para a coordenada SIGMA Cálculo dos fatores para a equação hidrostática Definição da grade vertical e interpolação dos dados Cálculo da altura pela Equação Hidrostática (perfil) Interpolação Checagem de erro Balanço de radiação de ondas curtas (ROC) e longas (ROL) Número totalizador de Richardson Coeficientes de troca na superfície Cálculo do cisalhamento, fluxos de calor e umidade na superfície Fluxo de umidade no solo Fluxo de calor no solo Cálculos da CLA (h, fluxos) Cálculos da CLA com cobertura de nuvens Atualização das variáveis prognósticas Saída dos dados (cada 1 hora) SIM Escreve dados no arquivo de saída NÃO NÃO Fim da integração? SIM FIM FIGURA Fluxograma do funcionamento do modelo OSU-CAPS. FONTE: Adaptada de Ek e Mahrt (1991) 112

118 Simulações de controle, representativas de dois períodos de tempo distintos, foram rodadas para cada sítio experimental e usadas como padrão para descrever a evolução da CLN sob condições típicas de desenvolvimento. CONTROLE1: Nesta simulação, todas as rodadas tiveram início às 17 hl (21 GMT), abrangendo deste modo o período de transição da CLC para a CLN, que se dá entre as 17 e 18 hl. O período de integração do modelo foi de 15 horas, com intervalos de tempo de integração de 180 segundos (3 minutos). As simulações foram realizadas para condições típicas de desenvolvimento da CLN, ou seja, noite de céu claro (Rn médio em torno de -50 W.m -2 ), com ventos calmos (de 1,0 a 1,5 m.s -1, ou menor) e sem ocorrência de chuvas, e utilizaram os parâmetros iniciais da TABELA 3.1. CONTROLE2: Esta simulação apresenta características semelhantes às apresentadas pela simulação CONTROLE1 período de integração de 15 horas, com intervalos de 180 segundos (3 minutos), também utilizando os parâmetros iniciais da TABELA 3.1, e para as mesmas condições de desenvolvimento entretanto, todas as rodadas foram iniciadas às 19 hl (23 GMT), para que a evolução da CLN pudesse ser estudada a partir de condições noturnas já estabelecidas. Testes (ou experimentos) de sensibilidade foram executados, com o intuito de investigar a evolução da profundidade e estrutura da CLA durante a noite, sob diferentes condições. Os experimentos foram planejados para investigar quatro diferentes condições de desenvolvimento da CLN, a saber: 113

119 EXP1: Noite parcialmente nublada (cerca de 4/8 do céu encoberto), com ventos calmos (1-2 m.s -1, ou menor) e sem ocorrência de chuvas. EXP2: Noite nublada (8/8 do céu encoberto), com ocorrência de chuva contínua ao longo da madrugada 7,2 mm.h -1, durante 4 horas seguidas. EXP3: Noite parcialmente nublada (6/8 do céu encoberto), com ocorrência de chuva isolada no final da tarde 10,8 mm durante 30 minutos. EXP4: Noite de céu claro, com ocorrência de um máximo relativo na velocidade do vento ( 5 m.s -1 ) abaixo dos 1000 m de altura (jato noturno). Os experimentos foram executados para cada sítio experimental, separadamente, utilizando perfis iniciais diferentes, obtidos a partir das sondagens com balão cativo. A exceção foi a simulação EXP4, na qual foram utilizados perfis de radiosonda, devido à impossibilidade dos perfis de balão cativo em captar os sinais do JN. As simulações de controle foram inicializadas com os perfis dos dias: 11/02/99, para a floresta; 12/02/99 para RM; e 08/02/99, para a FNS. Estas 3 noites apresentaram condições consideradas típicas para o desenvolvimento da CLN, isto é, ventos calmos, com poucas nuvens e regimes de estabilidade à superfície variando de fracamente estável ao regime de transição (z/l variando entre 0,0001 e 0,1 na floresta e, aproximadamente igual a 10 em RM e FNS). Os experimentos EXP1 à EXP3 utilizaram como perfis verticais de entrada os mesmos que foram utilizados nas simulações de controle, porém com condições iniciais diferentes (definidas anteriormente). O experimento EXP4, utilizou um perfil de radiosonda diferente, para cada sítio 08/02/99 às 19 hl (FNS), 04/02/99 às 19 hl (floresta) e 13/02/99 às 19 hl (RM)) com as condições iniciais definidas anteriormente para EXP4. 114

120 3.3. Resultados das Simulações Simulações de Controle Os resultados das duas simulações de controle realizadas durante as três noites selecionadas citadas anteriormente CONTROLE1 e CONTROLE2 foram comparados com dados observados e entre si. As variações do saldo de radiação simulado e dos fluxos simulados de calor sensível, calor latente e calor no solo, para estas simulações são ilustradas nas FIGURAS 3.4 a 3.7. As análises de CONTROLE1 mostram que, tanto em RM como na Floresta, o saldo de radiação (Rn) foi bem estimado para o período noturno entre 21 e 06 hl, quando a CLN já está totalmente estabelecida e no início da manhã após o nascer do sol (entre 06 e 07 hl); subestimado em média, cerca de -45 e -50 W.m -2, em RM e na Floresta, respectivamente no início da noite (entre 18 e 20 hl, em RM e 17 e 18 hl, na Floresta); e superestimado, aproximadamente em 33%, durante o período de transição da mistura convectiva diurna para a fase estável noturna (entre 17 e 18 hl). Já na FNS, o saldo de radiação é subestimado (em torno de 110 W.m -2 ) no final da tarde e início da noite (entre 17 e 19 hl) e durante a madrugada (~ -20 W.m -2 ) pouco antes do nascer do sol, entre 04 e 05 hl (FIGURA 3.4). Estas tendências, embora mais suavizadas, continuaram a aparecer durante o experimento CONTROLE2 (cuja integração iniciava as 19 hl). As curvas do saldo de radiação em RM e na Floresta mostraram um valor subestimado durante a primeira metade da noite em cerca de 25 W.m -2, ajustando-se após as 22 hl (em RM) e após 00 hl (sobre a Floresta). E na FNS o saldo de radiação estimado oscilou bastante em relação ao valor observado embora, tenha se mantido, em média, cerca de 3,4 W.m -2 acima dos valores observados até a meia-noite; após este horário, houve um ajuste que se prolongou até o início da manhã (próximo das 06 hl), quando o valor de Rn calculado pelo modelo passa a ser superestimado em relação aos valores observado (FIGURA 3.4). 115

121 Os fluxos de calor sensível (H) e latente (LE) são razoavelmente bem representados pelo modelo em RM e na Floresta, durante o período em que a CLN já se encontra estabelecida (entre 20 e 06 hl), com valores bem próximos aos observados situação observada tanto para o CONTROLE1 como para o CONTROLE2 (FIGURAS 3.5 e 3.6). Entretanto, durante a transição vespertina e no início da noite, quando a turbulência atmosférica começa a diminuir e tem início o resfriamento da superfície após o pôr-do-sol, os valores de H são superestimados e os de LE subestimados, com relação aos observados. Isto ocorreu principalmente na Floresta, o que pode estar, de alguma forma, relacionado à representação da biomassa no modelo. Dentro do modelo, o dossel vegetal é, basicamente, representado através dos parâmetros que descrevem sua geometria (Z 0 cujo valor depende da altura média do dossel, H C e Z 0H ); de acordo com testes realizados durante a fase de planejamento desta etapa do trabalho (pré-processamento), usando diferentes valores de Z 0 (representando dosséis com diferentes valores de H C ), o modelo não conseguiu gerar bons resultados para valores de H C acima de 17 m. Tal fato deve estar contribuindo para que os fluxos turbulentos não sejam corretamente representados na floresta, visto que H C naquele sítio é da ordem de 33 m (ver em Wright et al., 1996). Esta situação é um pouco diferente na FNS, onde H simulado concorda quase que totalmente com os valores observados durante, praticamente, todo o período de integração (para ambos, CONTROLE1 e CONTROLE2); enquanto que LE é superestimado (provavelmente devido aos altos valores de umidade do perfil inicial) em torno de 40 W.m -2 durante a maior parte da noite e subestimado (em aproximadamente 95 W.m -2 ) durante a transição vespertina. Em geral, no caso do saldo de radiação e dos fluxos turbulentos de calor latente e sensível para as condições de umidade do período estudado, o modelo mostrou a tendência de iniciar com valores bem discrepantes (acima ou abaixo) em relação aos valores observados, mas ajustou-se ao longo da integração, para ambas simulações. Este tempo de ajuste foi da ordem de 2 horas do início da integração para a simulação 116

122 CONTROLE1, e cerca de 1 hora do início da integração, para a simulação CONTROLE2. No caso do fluxo de calor no solo G (FIGURA 3.7), de um modo geral, seu valor foi superestimado na transição da fase convectiva (diurna) para a estável (noturna) e no início da manhã, e subestimado no início da noite (bem acentuado) e durante a madrugada (aproximadamente entre 19 e 06 hl), em todos os sítios experimentais. Essas características também foram notadas em estudos anteriores realizados por Murthy et al. (2004), com uma versão do OSU-CAPS, para uma região tropical localizada no Noroeste da Índia. Os autores observaram que, para condições úmidas naquela região, o saldo de radiação e os fluxos de calor sensível, latente e no solo não eram bem representados, e sugeriram a necessidade de modificação na formulação do fluxo de calor no solo inserida no modelo. Apesar disso, ao comparar a variação dos fluxos estimados neste estudo às curvas encontradas por Murthy et al. (2004), nota-se que para o caso de Rondônia a representação está bem melhor ajustada. A profundidade da CLN (h i ) simulada concorda relativamente bem com os valores observados nos três sítios de medidas (FIGURA 3.8), em relação ao modo como se desenvolve ao longo do dia (forma de variação), corroborando mais uma vez os resultados obtidos por Murthy et al. (2004). Do ponto de vista numérico, entretanto, nota-se que os valores de h i estimados tendem a estar, aproximadamente, 20% acima dos valores observados. Na Floresta, h i atingiu o máximo valor às 19 hl algo em torno de 420 e 410 m, para CONTROLE1 e CONTROLE2 (TABELAS 3.2 e 3.3), respectivamente, tornando a diminuir até as 20 hl (quando assumiu valor próximo de 300 m), permanecendo constante durante a madrugada até as 04 hl, quando apresenta um declínio suave até atingir seu valor mínimo as 07 hl (em torno de 190 m). Em RM h i tende a aumentar até as 23 hl, quando atinge seu máximo valor (em torno de 380 m), permanecendo constante até as 05 hl; sendo que no caso de CONTROLE2 o valor máximo ocorre por volta de 06 hl (aproximadamente 390 a 400 m). Já na FNS, os valores de h i, simulados 117

123 pelo CONTROLE1, oscilaram entre 200 e 300 m ao longo do período, com dois máximos ocorrendo as 19 e 03 hl (com valores em torno de 390 e 350 m, respectivamente); em CONTROLE2 a variação de h i foi mais suave, com valor máximo próximo de 300 m, ocorrendo por volta de 01 hl. A relação entre a variação de H e o crescimento de h i que é bem notada no final da tarde (CONTROLE1) e início da noite (CONTROLE2) parece não funcionar bem durante o restante da noite (entre 20 e 06 hl), sugerindo que outros fatores, tais como geração de turbulência mecânica e o desacoplamento da superfície, podem estar contribuindo para o crescimento da CLN e não estão sendo bem representados no modelo. Valores dos parâmetros de superfície que descrevem as condições de estabilidade (como z/l, por exemplo), mostrados nas TABELAS 3.4 e 3.5, indicam que a camada esteve sob o regime de estabilidade fraca (RPE, conforme discutido no item 2.7). 118

124 FIGURA Saldo de Radiação (Rn) simulado e observado, para os 3 sítios experimentais, nas simulações CONTROLE1 e CONTROLE2. 119

125 FIGURA Fluxo de calor sensível (H) simulado e observado, para os 3 sítios experimentais, nas simulações CONTROLE1 e CONTROLE2. 120

126 FIGURA Fluxo de calor latente (LE) simulado e observado, para os 3 sítios experimentais, nas simulações CONTROLE1 e CONTROLE2. 121

127 FIGURA Fluxo de calor no solo (G) simulado e observado, para os 3 sítios experimentais, nas simulações CONTROLE1 e CONTROLE2. 122

128 FIGURA Altura da CLN simulada pelo modelo e observada, para os 3 sítios experimentais, nas simulações CONTROLE1 e CONTROLE2. 123

129 TABELA 3.2. CONTROLE1 Valores simulados: altura da CLN (h i ), em m; fluxos de calor sensível, latente e no solo (H, LE e G, respectivamente), em W.m -2 ; e Saldo de radiação (Rn), em W.m -2. RM Floresta FNS hora h i H LE G Rn h i H LE G Rn h i H LE G Rn ,3 96,9 0,0 197,1 292,7 123,0 252,8 0,0 59,6 311,3 240,27 59,7-6,3 56,6 108, ,6 45,7 0,0 46,6 91,4 185,1 91,1 0,0 34,8 125,5 326,13 7,3 0,0-40,7-33, ,8 0,9 0,7-83,0-81,4 210,9 0,0 0,0-67,7-67,7 366,90-0,5 0,1-36,4-36, ,5-2,9 0,3-62,8-65,5 245,7-1,7 0,1-53,4-55,1 236,22-0,1 0,4-25,4-25, ,8-5,0 0,9-51,0-55,2 303,6-3,3 0,2-45,0-48,2 275,57 0,0 0,0-29,1-29, ,8-6,4 1,5-44,0-49,1 323,3-3,9 0,3-40,3-44,0 235,97-3,3 1,1-16,5-18, ,2-8,3 2,1-39,6-45,8 364,3-5,9 0,4-36,2-41,7 237,62-8,0 6,6-14,0-15, ,4-10,7 3,0-36,0-43,9 366,2-13,8 1,2-28,0-40,7 232,01-4,6 9,6-43,4-38, ,0-14,4 4,3-32,9-43,1 372,4-19,4 2,3-23,4-40,5 239,59 0,0 0,4-30,7-30, ,4-17,6 4,3-28,3-41,7 373,1-13,4 1,2-25,4-37,6 312,21-22,0 3,9-13,9-32, ,8-17,4 4,7-28,2-41,0 376,1-12,1 1,0-23,8-34,8 342,38 2,4-84,1 65,0-16, ,2-17,0 4,9-28,2-40,4 377,2-11,2 1,0-21,9-32,1 244,28-1,4 0,9-64,4-64, ,0-17,6 5,2-27,4-39,8 324,4-11,0 0,9-21,1-31,2 233,09-1,7 2,6-55,3-54, ,0-17,8 5,2-26,8-39,5 360,8-11,3 0,9-20,1-30,5 231,79 0,0 0,0-21,0-21, ,4-16,0 7,3-1,5-10,2 332,2-8,2 3,7-1,0-5,6 189,77-7,0-29,1 47,3 11,3 124

130 TABELA 3.3. CONTROLE2 Valores simulados: altura da CLN (h i ), em m; fluxos de calor sensível, latente e no solo (H, LE e G, respectivamente), em W.m -2 ; e Saldo de radiação (Rn), em W.m -2. Rolim de Moura Floresta Fazenda N sa Sr a Aparecida hora h i H LE G Rn h i H LE G Rn h i H LE G Rn ,58 23,5-32,5-60,1-69,2 193,16 95,9-44,1-122,5-71,0 227,91 33,0-115,8 7,0-76, ,99-0,7 0,0-56,8-57,5 280,18-0,1 0,0-57,9-57,9 216,92 7,3 0,3-35,2-27, ,95-1,0 0,2-49,7-50,5 287,66-2,2 0,1-49,3-51,4 231,11 0,1 0,4-28,7-28, ,90-2,5 0,6-44,5-46,5 291,83-3,5 0,1-43,9-47,3 242,65-0,7-4,1-30,9-35, ,87-3,5 1,0-41,8-44,3 343,61-5,7 0,2-39,1-44,6 237,92 0,1 0,9-13,7-12, ,85-4,4 1,5-39,9-42,8 339,58-12,0 0,2-30,6-42,4 249,73-0,2 0,2-23,4-23, ,83-5,6 2,0-38,4-42,1 337,44-9,7 0,4-27,4-36,7 280,08 0,1 0,2-20,9-20, ,82-7,4 2,7-36,8-41,5 337,18-6,8 0,4-25,1-31,5 275,30 0,3 0,8-16,8-15, ,39-9,4 3,7-35,6-41,3 338,89-5,8 0,8-24,0-29,0 276,45 0,4 0,6-19,3-18, ,35-12,4 4,0-31,5-40,0 338,88-6,6 0,3-21,6-27,8 249,76-0,1 0,4-16,5-16, ,69-13,8 4,7-30,5-39,6 313,15-6,7 0,3-21,0-27,4 206,35-0,1 0,5-17,8-17, ,13-14,1 5,1-30,2-39,2 378,88-7,1 0,3-20,3-27,2 196,19 0,1 0,6-11,0-10, ,58-11,6 7,6-5,2-9,2 311,63-4,5 2,7-5,0-6,8 217,17 18,7 8,0 46,8 73,4 125

131 TABELA 3.4. CONTROLE1 Valores simulados: velocidade de fricção (u*), em m.s -1 ; vento à 2 m (em m.s -1 ); comprimento de Monin-Obukhov (L), em m; parâmetro de estabilidade de Monin-Obukhov (z/l); e temperatura do ar (T ar ), em C. RM Floresta FNS hora u* vento L z/l T ar u* vento L z/l T ar u* vento L z/l T ar 17 0,25 2,1-15,2-0,1 25,6 0,69 1,0-3,1-0,6 26,3 0,08 0,4-0,9-2,2 22,4 18 0,12 0,9-3,8-0,5 27,7 0,69 1,0-7,7-0,3 25,1 0,07 0,5-3,9-0,5 24,1 19 0,11 1,0-119,1 0,0 27,7 0,49 1,2 0,0 0,0 28,1 0,04 0,4 12,9 0,2 23,9 20 0,04 0,8 1,8 1,1 24,3 0,52 1,1 1,2 1,7 26,5 0,07 0,6 241,7 0,0 23,4 21 0,05 0,9 2,4 0,8 23,5 0,53 1,1 1,8 1,1 25,1 0,01 0,2 0,7 3,1 23,2 22 0,06 1,0 3,4 0,6 22,5 0,54 1,1 2,7 0,7 24,1 0,08 0,8 14,2 0,1 23,7 23 0,08 1,1 4,7 0,4 22,0 0,56 1,1 4,8 0,4 23,4 0,10 1,1 11,4 0,2 23,8 00 0,09 1,2 6,8 0,3 21,8 0,61 1,2 11,6 0,2 23,3 0,10 1,0 21,6 0,1 22,9 01 0,12 1,4 11,3 0,2 22,0 0,67 1,2 30,1 0,1 23,6 0,01 0,0-3,8-0,5 22,0 02 0,15 1,6 17,6 0,1 22,1 0,65 1,1 30,2 0,1 23,2 0,14 1,5 11,2 0,2 22,4 03 0,16 1,6 22,1 0,1 22,0 0,66 1,1 35,3 0,1 23,0 0,08 0,9 12,9 0,2 24,3 04 0,17 1,7 25,1 0,1 21,9 0,66 1,1 40,8 0,0 22,9 0,04 0,6 5,4 0,4 22,9 05 0,18 1,7 28,3 0,1 21,9 0,66 1,1 39,6 0,1 22,8 0,08 0,8 31,6 0,1 21,4 06 0,17 1,7 25,2 0,1 21,8 0,66 1,1 38,2 0,1 22,8 0,00 0,3 0,0 200,0 23,6 07 0,18 1,8 35,8 0,1 22,2 0,68 1,1 73,8 0,0 23,1 0,11 1,1 11,5 0,2 25,0 126

132 TABELA 3.5. CONTROLE2 Valores simulados: velocidade de fricção (u*), em m.s -1 ; vento à 2 m (em m.s -1 ); comprimento de Monin-Obukhov (L), em m; parâmetro de estabilidade de Monin-Obukhov (z/l); temperatura do ar (T ar ), em C. Rolim de Moura Floresta Fazenda N sa Sr a Aparecida hora u* vento L z/l T ar u* vento L z/l T ar u* vento L z/l T ar 19 0,252 2,2-69,0-0,029 25,8 0,20 1,0-8,3-0,240 26,1 0,066 0,4-1,1-1,887 23,8 20 0,019 0,5 0,9 2,247 24,2 0,01 1,0 0,4 5,556 25,3 0,071 0,5-4,5-0,449 22,2 21 0,020 0,6 0,7 2,778 23,0 0,04 1,1 2,6 0,769 24,0 0,072 0,6-292,1-0,007 22,3 22 0,034 0,8 1,4 1,399 22,3 0,06 1,1 4,6 0,439 23,2 0,051 0,5 12,6 0,159 21,9 23 0,044 0,8 2,2 0,893 21,9 0,08 1,1 8,0 0,251 22,8 0,037 0,3-26,5-0,075 21,9 00 0,054 0,9 3,2 0,617 21,5 0,15 1,1 23,0 0,087 22,9 0,029 0,3 11,4 0,175 21,7 01 0,065 0,9 4,6 0,439 21,4 0,15 1,1 34,5 0,058 22,9 0,068 0,6-266,6-0,008 21,8 02 0,081 1,0 6,6 0,304 21,4 0,15 1,1 46,0 0,044 22,9 0,063 0,5-59,0-0,034 21,9 03 0,101 1,2 10,1 0,197 21,6 0,16 1,1 63,1 0,032 22,9 0,089 0,8-146,3-0,014 21,9 04 0,125 1,3 14,4 0,139 21,6 0,16 1,1 52,5 0,038 22,8 0,056 0,5 275,5 0,007 21,8 05 0,146 1,5 20,6 0,097 21,7 0,16 1,1 54,5 0,037 22,8 0,071 0,6 310,5 0,006 21,7 06 0,157 1,6 25,1 0,080 21,7 0,17 1,1 57,4 0,035 22,8 0,026 0,2-14,8-0,135 21,8 07 0,167 1,6 37,8 0,053 22,0 0,17 1,1 111,0 0,018 23,0 0,235 2,0-61,1-0,033 22,5 127

133 Os perfis simulados de temperatura potencial θ e de umidade específica q (FIGURAS 3.9 à 3.12) foram comparados com os perfis observados para os três sítios (FIGURAS 3.13 e 3.14), para as duas simulações de controle. Em termos médios, a estrutura da CLN apresentada pelos perfis de temperatura potencial foi razoavelmente bem representada nas duas simulações (FIGURAS 3.9 e 3.10), principalmente durante a madrugada e início da manhã perfis de 05, 06, 07 e 08 hl (em RM e na Floresta), perfis de 01, 04 e 07 hl (na FNS) quando os perfis simulados de θ ilustram satisfatoriamente a evolução da CLN. Durante a primeira metade da noite de 17 a 22 hl a simulação CONTROLE1 mostrou perfis de θ, sobre a floresta e em RM, apresentando uma camada mais estável próxima à superfície, com temperaturas variando entre 296 K e 300 K e a inversão noturna bem definida, ocorrendo abaixo dos 100 m; acima disso, observou-se a formação de uma camada bem misturada verticalmente (representando a CR) que se estendia até cerca de 500 m. No caso da FNS, o perfil simulado para 17 hl apresentou uma pequena inversão bem próxima à superfície (em torno de 20 m) e uma camada rasa bem misturada até os 100 m situação típica de formação de nevoeiro, algumas vezes observada naquele sítio no início da manhã; acima disso, uma camada estavelmente estratificada se desenvolvia, com a altura da inversão noturna (ou h i ) ocorrendo um pouco acima de 200 m bem diferente da situação observada, em que a umidade específica apresenta um perfil ainda tipicamente diurno, com forte mistura convectiva. A simulação CONTROLE2 representou bem melhor as duas etapas de desenvolvimento da CLN, sobre os 3 sítios experimentais, descrevendo de forma satisfatória a sua estrutura, sobretudo na floresta, onde a evolução da CLN durante a segunda metade da noite e início da manhã (entre 05 e 08 hl) foi muito bem representada. Ao considerar a variação dos perfis de umidade específica (q), entretanto, percebe-se que, tanto a simulação CONTROLE1 (FIGURA 3.11) como a simulação CONTROLE2 (FIGURA 3.12), não representaram bem a evolução desta variável durante o período 128

134 noturno. Apesar disso, podem ainda ser utilizadas como um indicativo das tendências de variação da umidade na CLN. altura (m) altura (m) altura (m) RM - 12 a 13/02/99 RM - 12 a 13/02/99 17 hl 18 hl 19 hl 22 hl FLORESTA - 11 a 12/02/99 19 hl 20 hl 21 hl 22 hl 17 hl 22 hl θ (K) 05 hl 06 hl 07 hl 08 hl FLORESTA - 11 a 12/02/99 05 hl 06 hl 07 hl 08 hl FNS - 08 a 09/02/99 FNS - 08 a 09/02/ hl 04 hl 07 hl θ (K) FIGURA Perfis simulados de temperatura potencial (θ), em RM, na Floresta e FNS CONTROLE1. 129

135 altura (m) altura (m) altura (m) RM - 12 a 13/02/99 19 hl 22 hl FLORESTA - 11 a 12/02/99 19 hl 20 hl 21 hl 22 hl FNS - 08 a 09/02/99 22 hl θ (K) hl 06 hl 07 hl 08 hl RM - 12 a 13/02/99 FLORESTA - 11 a 12/02/99 05 hl 06 hl 07 hl 08 hl FNS - 08 a 09/02/99 01 hl 04 hl 07 hl θ (K) FIGURA Perfis simulados de temperatura potencial (θ), em RM, na Floresta e FNS CONTROLE2. 130

136 altura (m) altura (m) altura (m) ,0 11,2 11,4 11,6 11,8 12,0 12,2 12,4 12,6 12,8 13, ,0 14,5 15,0 15,5 16,0 16,5 17, RM - 12 a 13/02/99 RM - 12 a 13/02/99 17 hl 18 hl 19 hl 22 hl FLORESTA - 11 a 12/02/99 q (g.kg -1 ) 19 hl 20 hl 21 hl 22 hl 17 hl 22 hl ,0 11,2 11,4 11,6 11,8 12,0 12,2 12,4 12,6 12,8 13, q (g.kg -1 ) 05 hl 06 hl 07 hl 08 hl FLORESTA - 11 a 12/02/99 05 hl 06 hl 07 hl 08 hl ,0 14,5 15,0 15,5 16,0 16,5 17, FNS - 08 a 09/02/99 FNS - 08 a 09/02/ hl 04 hl 07 hl FIGURA Perfis simulados de umidade específica (q), em RM, na Floresta e FNS CONTROLE1. 131

137 altura (m) RM - 12 a 13/02/99 19 hl 22 hl RM - 12 a 13/02/99 05 hl 06 hl 07 hl 08 hl altura (m) FLORESTA - 11 a 12/02/99 19 hl 20 hl 21 hl 22 hl FLORESTA - 11 a 12/02/99 05 hl 06 hl 07 hl 08 hl altura (m) FNS - 08 a 09/02/99 22 hl q (g.kg -1 ) FNS - 08 a 09/02/99 01 hl 04 hl 07 hl q (g.kg -1 ) FIGURA Perfis simulados de umidade específica (q), em RM, na Floresta e FNS CONTROLE2. 132

138 altura (m) altura (m) altura (m) RM - 12 a 13/02/99 17 hl 18 hl 19 hl 22 hl FLORESTA - 11 a 12/02/99 19 hl 20 hl 21 hl 22 hl FNS - 08 a 09/02/99 17 hl 22 hl θ (K) RM - 12 a 13/02/99 05 hl 06 hl 07 hl 08 hl FLORESTA - 11 a 12/02/99 05 hl 06 hl 07 hl 08 hl FNS - 08 a 09/02/99 01 hl 04 hl 07 hl θ (K) FIGURA Perfis de temperatura potencial (θ) observados para as noites de 12-13/02/99, 11-12/02/99 e 08-09/02/99, sobre RM, Floresta, e FNS, respectivamente. 133

139 altura (m) altura (m) altura (m) RM - 12 a 13/02/99 RM - 12 a 13/02/99 17 hl 18 hl 19 hl 22 hl FLORESTA - 11 a 12/02/99 17 hl 22 hl q (g.kg -1 ) 19 hl 20 hl 21 hl 22 hl q (g.kg -1 ) 05 hl 06 hl 07 hl 08 hl FLORESTA - 11 a 12/02/99 05 hl 06 hl 07 hl 08 hl FNS - 08 a 09/02/99 FNS - 08 a 09/02/ hl 04 hl 07 hl FIGURA Perfis observados de umidade específica (q) para as noites de 12-13/02/99, 11-12/02/99 e 08-09/02/99, sobre RM, Floresta, e FNS, respectivamente. 134

140 Experimentos de Sensibilidade Apesar das limitações do modelo em descrever a estrutura da CLA, este pôde ser utilizado para investigar a evolução e estrutura da CLN sob determinadas condições de desenvolvimento e assim contribuir para o aumento do conhecimento científico. Conforme estipulado no item 3.2 deste capítulo, foram realizados 4 testes de sensibilidade nesta investigação, com as seguintes características: céu parcialmente nublado, sem chuva (EXP1); totalmente nublado, com chuvas contínuas (EXP2); encoberto, com chuva isolada no final da tarde, ou início da rodada (EXP3); e céu claro, com ocorrência de JN (EXP4). As simulações EXP1, EXP2 e EXP4 foram inicializadas com perfis das 19 hl (pois os perfis observados que melhor se adequavam às características representadas por estes experimentos ocorreram neste horário). E a simulação EXP3 foi inicializada com um perfil das 17 hl, haja vista a condição necessária neste experimento ser a ocorrência de precipitação no final da tarde (chuva convectiva). A FIGURA 3.15 mostra a evolução da CLN ao longo da noite para as situações simuladas em EXP1, EXP2 e EXP4, para cada sítio. No caso da floresta e de RM, a diferença entre os experimentos foi muito pouca ou quase nenhuma, ao se comparar apenas EXP1 e EXP2. A altura da inversão noturna variou entre 220 e 260 m e no intervalo entre 23 e 02 hl, em RM, foi ligeiramente maior para o caso que simula a presença do jato (EXP4). Na floresta, h i foi menor na presença do jato ao longo de quase todo o período. Portanto, deduz-se que sobre os sítios representativos de áreas desmatadas (RM e FNS), durante eventos de jato, a turbulência mecânica contribui mais efetivamente para o aprofundamento da CLN, dominando a organização de sua estrutura; enquanto na floresta parece não haver um mecanismo predominante bem definido, sugerindo que, mesmo na presença do jato, o resfriamento radiativo ainda desempenha um papel importante sobre a dinâmica da CLN, funcionando como um inibidor da turbulência. 135

141 As simulações rodadas para a FNS foram as que apresentaram as maiores diferenças, com h i oscilando bastante ao longo da noite, nas 3 simulações. Os menores valores foram apresentados por EXP4 no início da noite (~220 m, as 20 hl) e o máximo valor simulado de h i ocorreu no início da manhã (cerca de m, as 07 hl) para as simulações EXP1 e EXP2. No caso de EXP2, nota-se que a maior variação de h i ocorre após as 00 hl horário do início da precipitação determinado no modelo. altura (m) EXP1 EXP2 EXP4 (A) RM - Altura da CLN (hi) hora local 380 altura (m) EXP1 EXP2 EXP4 (B) FLORESTA - Altura da CLN (hi) hora local 380 altura (m) EXP1 EXP2 EXP4 (C) FNS - Altura da CLN (hi) hora local FIGURA Altura da CLN (hi) simulada pelo modelo, durante os experimentos EXP1, EXP2 e EXP4: (A) em RM; (B) na Floresta e; (C) na FNS. 136

142 Durante a simulação EXP3 realizada com a condição de ocorrência de precipitação no início da integração também foi observada a tendência da Floresta e de RM apresentarem comportamentos semelhantes no que se refere ao crescimento da CLN (FIGURA 3.16), exceto nos períodos das transições vespertina e matutina (final da tarde e início da manhã, respectivamente). Nota-se para estes períodos que o modelo mostra uma variação maior de h i, para os três sítios, alcançando valores entre 213 e 247 m, na floresta, 190 e 247 m, em RM e, 200 e 240 m, na FNS, no final da tarde. No decorrer da noite, na floresta e em RM a profundidade da CLN é praticamente constante, voltando a haver crescimento próximo do horário de nascer do sol (em torno de 5 hl). Já a FNS apresenta um pico de desenvolvimento entre 00 e 01 hl (cerca de 300 m), que coincide com um pequeno aumento na velocidade do vento à superfície. altura (m) RM Floresta FNS Altura da CLN (hi) - EXP hora local FIGURA Profundidade da CLN (hi) estimada pelo modelo, durante a simulação EXP3, para os 3 sítios estudados. Quanto à estrutura vertical, as FIGURAS 3.17 a 3.19 ilustram os perfis verticais de temperatura potencial (θ), simulados pelos 4 experimentos, para cada sítio. A simulação EXP1 apresenta para RM a CLN com topo razoavelmente bem identificado em torno de 200 m (se considerarmos h i definido em θ/ z 0); a CR é melhor identificada nos 137

143 perfis de 00 a 05 hl e uma camada bem misturada rasa aparece abaixo de 100 m no início da manhã (horário da erosão). Sobre a floresta, até as 00 hl a camada se encontra estratificada em 3 partes uma primeira camada mais estável próximo à superfície (onde o resfriamento radiativo é o fator preponderante); uma mistura rasa entre 50 e 150 m (onde predomina a turbulência mecânica) e, acima disso, outra camada também estável, porém com gradiente menor e a CR pode ser observada acima dos 400 m. A partir de 01 hl, a estratificação torna-se mais estável em toda a camada e o gradiente aumenta de forma constante, indicando que o resfriamento da superfície se torna o mecanismo de controle dominante. Sobre a FNS a CLN, basicamente, está dividida em 2 camadas bem visíveis: uma bem misturada próximo à superfície que começa bem rasa (abaixo de 100 m) e aumenta gradativamente ao longo da noite, atingindo cerca de 300 m as 4 hl (situação típica de áreas urbanas); e outra mais estável, com gradiente aumentando até aproximadamente 500 m. A CR torna-se mais nítida nos perfis de 02 as 04 hl. No caso das simulações EXP2 e EXP3, a estrutura da CLN apresenta características semelhantes, especialmente sobre a Floresta e RM, com uma camada estável rasa no início da noite, com características de ventos calmos e pouca (ou nenhuma) turbulência, se aprofundando durante a madrugada e ainda mantendo essa tendência de manhã cedo (perfil de 07 hl). Nestas condições, a CLN apresentou-se dividida em CS e CR, e foi dominada, sobretudo na segunda metade da noite (entre 00 e 05 hl), pelo resfriamento da superfície. Sobre a FNS, a CLN permanece com características de áreas urbanas e uma camada de mistura rasa começa a se formar no início da noite, ganhando força durante a madrugada e dividindo a CLN em duas camadas bem definidas, abaixo e acima da mistura. Em EXP4, para a FNS, esta mistura também aparece, no entanto seu desenvolvimento ao longo da noite é pequeno, mantendo uma camada bem misturada constante de, aproximadamente, 200 m de espessura abaixo do jato, caracterizando bem o desacoplamento em relação à superfície. Sobre a floresta e em RM os perfis de θ apresentaram características de desenvolvimento típicas de noites com atividade 138

144 turbulenta, com θ/ z diminuindo acentuadamente com a altura. Nos três sítios a turbulência mecânica gerada devido à presença do jato predominou durante toda a noite, sendo a principal responsável pela estratificação da CLN. Perfis de vento estimados pela simulação EXP4 que considera a ocorrência de um jato no perfil inicial, em torno de 600 m de altura para RM, floresta e FNS (FIGURA 3.20), mostram que o aparecimento deste jato causa uma perturbação que se reflete nos níveis mais baixos, intensificando os ventos próximos à superfície e, provavelmente, dando origem a movimentos turbulentos, os quais, no caso especial da FNS, provocam o aparecimento da camada bem misturada observada próximo à superfície e o desacoplamento da camada superior. 139

145 FIGURA Perfis horários de temperatura potencial (θ), obtidos pelas simulações EXP1, EXP2, EXP3 e EXP4, para RM. 140

146 FIGURA Perfis horários de temperatura potencial (θ), obtidos pelas simulações EXP1, EXP2, EXP3 e EXP4, para RM (Continuação). 141

147 FIGURA Perfis horários de temperatura potencial (θ), obtidos pelas simulações EXP1, EXP2, EXP3 e EXP4, para a Floresta. 142

148 FIGURA Perfis horários de temperatura potencial (θ), obtidos pelas simulações EXP1, EXP2, EXP3 e EXP4, para a Floresta (Continuação). 143