INFLUÊNCIA DA RESSURGÊNCIA COSTEIRA DE CABO FRIO

INFLUÊNCIA DA RESSURGÊNCIA COSTEIRA DE CABO FRIO SOBRE A
EVOLUÇÃO DIURNA DA CAMADA LIMITE ATMOSFÉRICA
Tânia Ocimoto Oda
Instituto de Estudos do Mar Almirante Paulo Moreira
[email protected]
ABSTRACT
The diurnal variation of the boundary layer in coastal areas are closely related to the sea
and land breezes cicles. This paper presents a study of the diurnal evolution of the boundary
layer structure during a coastal upwelling period and during a non-upwelling period. The
comparison between these periods shows a stronger stability during upwelling events,
suggesting also an enhancement of this stability due to the sea breeze subsident branch.
1 –INTRODUÇÃO
A circulação gerada pelo contraste térmico continente-oceano é um dos fatores
determinantes das características do tempo e clima de regiões litorâneas. O comportamento da
circulação de brisa marítima define, por exemplo, o confinamento ou a dispersão de poluentes
nas várias cidades litorâneas desenvolvidas (Lu e Turco, 1994). O regime de precipitação em
áreas costeiras também é fortemente influenciado pela circulação local, motivando diversos
estudos há várias décadas (e.g. Leopold, 1949 e Cavalcanti e Kousky, 1982.
As maiores variações causadas pela circulação de brisa são notadas na camada limite
atmosférica. Vários estudos têm procurado detalhar a evolução da camada limite atmosférica
devido à circulação de brisa marítima e terrestre. Physick e Smith (1985) notaram, no norte da
Austrália, ventos altamente ageostróficos e camada limite estável profunda em virtude da
circulação de brisa marítima. Druilhet et al. (1982) estudaram as características do escoamento
na transição do mar para a costa, que incluíam a forte estabilidade da massa de ar de origem
marítima e a formação de uma camada interna instável sobre o continente.
Elliott e O’Brien (1977) realizaram um estudo observacional na região de ressurgência do
Oregon, notando que a estrutura do campo de vento de mesoescala depende basicamente da
estratificação e da profundidade da camada limite sobre o mar, observando também a presença
de ar subsidente sobre a camada estável de origem marítima na região adjacente à linha da costa,
contribuindo para um máximo de velocidade do vento no topo dessa camada.
Dourado (1994) mostrou a evolução da camada limite atmosférica e da camada de
mistura oceânica na região de Cabo Frio durante a passagem de um sistema frontal. O autor
observou a típica inversão do vento de NE para SW seguida de aquecimento da superfície
oceânica e a advecção de uma camada de mistura atmosférica profunda do continente para o
oceano pelo vento de SW.
Este trabalho apresenta uma comparação de perfis verticais de temperatura potencial,
umidade e vento típicos de situações de verão (ressurgência) e inverno (não-ressurgência).
2 - EXPERIMENTOS
O estudo consiste na análise de dados de radiossondagens coletados em dois
experimentos, realizados em períodos de verão (9 a 12 de janeiro de 1995) e inverno (1 a 4 de
agosto de 1995). Estes experimentos fazem parte do projeto “Processos de circulação oceânica e
de interação oceano/atmosfera em escala local e regional na costa sul/sudeste do Brasil”
(FAPESP, processo 93/0854-4), e foram realizados em Arraial do Cabo (RJ).
Os períodos foram escolhidos visando a observação de uma situação de ressurgência
(verão) e uma sem o afloramento de águas frias (inverno) a fim de averiguar diferenças na
estrutura vertical da circulação local em períodos climatologicamente distintos, bem como a
variação diurna em cada um dos períodos, através das análises dos perfis de vento, temperatura e
umidade coletados.
O sistema de radiossondagem utilizado para a coleta de dados era composto por um
sistema de recepção dos dados de temperatura, pressão e umidade e mais um módulo para
recepção de dados de posicionamento da sonda, provenientes do sistema OMEGA de auxílio à
navegação, para a obtenção do perfil vertical do vento. Os lançamentos foram distribuídos de
maneira a obter informações no maior número de horários. Os perfis são identificados pelo
horário do início da sondagem, em GMT. Este procedimento foi adotado para homogeneizar o
tratamento dos dados, pois durante o experimento de Janeiro de 1995 estava em vigor o horário
de verão. Para se obter a hora local, portanto, é necessário subtrair 3 horas no inverno, e 2 horas
no verão.
Este trabalho descreve a evolução diurna da camada limite atmosférica, através da análise
de perfis verticais de temperatura potencial virtual, vento e umidade até 1500 m, para um dia
considerado representativo, de cada um dos experimentos.
3 – EXPERIMENTO DE VERÃO
De acordo com Oda (1997), os primeiros dias do período foram caracterizados por um
episódio de ressurgência. A passagem de uma frente fria entre os dias 10 e 11/01 e a conseqüente
mudança na direção do vento, entretanto, causou ligeiro aquecimento da água nos dias 11 e 12.
No dia 09 de janeiro, as observações de superfície indicavam tempo bom. Os perfis das
componentes u e v (Figura 5.28) do vento mostram o desenvolvimento da circulação de brisa. A
componente zonal aumenta gradativamente nos níveis mais baixos, até as 20:00 GMT,
mostrando o maior desenvolvimento da brisa marítima (BM) em torno desse horário. Nota-se,
também, uma circulação de oeste entre 600 e 1200m, caracterizando o escoamento de retorno da
brisa marítima.
A componente meridional é negativa (ou seja, de norte), em toda a camada. Sua
intensidade máxima ocorre à noite, após o decaimento da circulação de brisa marítima.
Observando-se as intensidades de u e v conjuntamente, verifica-se o desenvolvimento de
um jato de baixos níveis, o qual pode estar relacionado um transporte de momentum pelo ramo
subsidente da brisa (Elliott e O’Brien, 1979) ou a uma oscilação inercial (Blackadar, 1957).
Os perfis verticais de temperatura potencial virtual deste dia mostram a persistência de
uma camada estável próxima à superfície. As duas primeiras sondagens mostram uma camada
superadiabática próxima à superfície. Às 20:00 GMT, o perfil é totalmente estável desde a
superfície. Este tipo de perfil favorece o desenvolvimento do jato de baixos níveis observado. A
última sondagem, das 24:00 GMT, mostra uma camada de mistura atmosférica com topo entre
100 e 200m. A ausência da camada de mistura durante o dia pode estar associado com a
circulação de brisa marítima: durante o dia, o local estaria sob o ramo subsidente da brisa, devido
à proximidade das águas muito frias de ressurgência. À noite, com o resfriamento radiativo do
continente, esta subsidência seria bem menor, permitindo a mistura vertical. Além disso, a
presença do jato provocaria a mistura turbulenta do ar nos níveis abaixo.
A umidade representada aqui pela razão de mistura, mostra forte gradiente vertical nos
primeiros 50 m, característico de camadas de origem marítima. A variação da umidade mostra
um ligeiro aumento próximo à superfície nas sondagens das 18:00 e 20:00 GMT, devido ao
aumento da advecção de umidade causada pelo desenvolvimento da circulação de BM. Há um
mínimo na última sondagem, em torno de 400 a 500m, logo acima do nível do jato.
4 - EXPERIMENTO DE INVERNO
Durante o inverno de 1995, as temperaturas da água mostraram uma situação típica de
inverno, ou seja, de não ressurgência. Neste período, a região encontrava-se sob domínio do
centro de alta pressão centrado em 30°S, 25°W. Cartas sinóticas mostravam uma frente fria sobre
o oceano, na altura do Estado de Santa Catarina, no início do período, que atingiu a região
durante a noite do dia 03 (Oda, 1997).
No primeiro dia do experimento, ou seja, 01/08, a componente zonal (Figura 5.34.c)
mostra uma intensificação gradual por volta de 200 m até as 22:00 GMT. A componente
meridional mantém-se de norte, atingindo um máximo na última sondagem do dia. Novamente,
observa-se o desenvolvimento de um jato, cuja intensidade observada foi em torno de 17,0 m s-1
no nível de 250 m, às 22:00 GMT. Neste caso, seu desenvolvimento começa no final da tarde,
como característico na oscilação inercial.
Observando os perfis de temperatura potencial virtual, é bastante evidente a diferença de
estabilidade em relação ao experimento anterior, em função das maiores temperaturas da
superfície do mar encontradas no inverno. No dia 01, a sondagem das 13:00 GMT (Figura
5.34.a) indica aquecimento radiativo da superfície que instabiliza a camada inferior. Na
sondagem seguinte, nota-se um resfriamento intenso até 200 m, possivelmente pelo
desenvolvimento da brisa, que também parece causar um aquecimento (por subsidência) acima
desse nível. O perfil não se altera até a sondagem das 20:00 GMT, mas no perfil posterior,
aparentemente há uma diminuição desta subsidência e o jato é intensificado. Os perfis de θv
mostram o desenvolvimento de uma camada de mistura, que atinge 250 m às 19:00 GMT, 300 m
às 20:00 e 350 m às 22:00 GMT.
A umidade mostra grande variação com a altura próximo à superfície na primeira
sondagem do dia, e distribuição vertical mais uniforme nos horários seguintes (Figura 5.34.b).
5 - CONCLUSÕES
A análise apresentada mostra que as principais diferenças encontradas na camada limite
entre períodos de ressurgência e não ressurgência está relacionada à estabilidade atmosférica.
Durante o verão, a presença de águas frias junto à costa de Cabo Frio contribui para a
formação de uma camada limite estável, que persiste durante todo o episódio de ressurgência.
Além disso, a baixa temperatura do oceano faz com que o ramo subsidente da brisa fique muito
perto da costa, principalmente durante o dia, inibindo o desenvolvimento da camada de mistura.
Durante a noite, o contraste térmico entre o oceano e o continente diminui, e consequentemente
enfraquece toda a circulação de brisa, inclusive seu ramo subsidente. Assim, é possível notar que
a formação da camada de mistura atmosférica ocorre preferencialmente à noite. Entretanto, a
camada limite estável favorece a formação de jatos de baixos níveis, que por sua vez contribuem
para a mistura por turbulência mecânica, o que também colabora para o desenvolvimento da
camada de mistura atmosférica noturna durante o verão. Os experimentos de inverno, por sua
vez, mostram uma camada bem mais instável, devido às TSM mais altas encontradas nesses
períodos.
6 - REFERÊNCIAS:
Blackadar, A.K. Boundary layer wind maxima and their significance for the growth of
nocturnal inversions. Bulletin of the American Meteorological Society, 38(5), 283-290, 1957.
Cavalcanti, I.F.A. e Kousky, V.E. Influências da circulação de escala sinótica na circulação
da brisa marítima na costa N-NE da América do Sul. Publicação INPE-2573-PRE/221, 14p.,
1982.
Dourado, M.S. Estudo da camada limite planetária atmosférica marítima (Dissertação de
Mestrado), INPE, 1994, 100p.
Druilhet, A; Herrad, A.; Pages, J.P.; Saïssac, J.; Allet, C.; Ravaut, M.. Étude experimentale
de la couche limite interne associée à la brise de mer. Boundary Layer Meteorology, 22, 511-
524, 1982.
Elliott, D.L.; O’Brien, J.J. Observational studies of the marine boundary layer over an
upwelling region. Monthly Weather Review, 105(1), 86-98, 1977.
Estoque, M.A.; A theoretical investigation of the sea breeze. Quarterly Journal of The Royal
Meteorological Society, 87, 136-146, 1961.
Leopold, L.B. The interaction of trade wind and sea breeze, Hawaii, Journal of Meteorology, 6,
312-320, 1949.
Lu, R.; Turco, R.P. Air pollutant transport in a coastal environment. Part I: Two-dimensional
simulations of sea-breeze and mountain effects. Journal of Atmospheric Sciences, 51(15), 22852308, 1994.
Physick, W.L.; Smith, R.K. Observations and dynamics of sea-breezes in northern Australia.
Australian Meteorological Magazine, 33, 51-63, 1985.
Oda, T.O. Influência da ressurgência costeira sobre a circulação local em Cabo Frio (RJ).
Dissertação de Mestrado. INPE, São José dos Campos, 1997.
1500
1 500
1 4 :0 0 G M T
14 :00 G M T
1 8 :0 0 G M T
18 :00 G M T
20 :00 G M T
2 0 :0 0 G M T
1200
1 200
2 4 :0 0 G M T
900
24 :00 G M T
A ltu ra (m g p )
A ltu ra (m g p )
900
600
600
300
300
0
0
2 9 4 .0
2 9 7 .0
3 0 0 .0
3 0 3 .0
3 0 6 .0
T e m p e ra tu ra P o te n c ia l V irtu a l (K )
3 0 9 .0
3 1 2 .0
3 .0
(a)
6.0
9.0
12 .0
15.0
R azão d e M istura (g/kg)
18.0
21.0
(b)
1 50 0
1 20 0
1 20 0
90 0
90 0
A ltu ra (m g p )
A ltu ra (m g p)
1 50 0
60 0
60 0
14 :00 G M T
18 :00 G M T
30 0
1 4 :0 0 G M T
1 8 :0 0 G M T
30 0
20 :00 G M T
2 0 :0 0 G M T
24 :00 G M T
2 4 :0 0 G M T
0
0
-1 4.0 -1 2.0 -1 0 .0 -8 .0 -6 .0 -4 .0 -2 .0 0.0 2.0 4.0
C o m p o ne nte Z on a l (m /s)
6.0
8 .0
1 0.0 1 2 .0
-1 6 .0 -14 .0 -1 2.0 -10 .0 -8 .0 -6.0 -4 .0 -2.0 0 .0 2.0 4 .0
C om p o n en te M e rid ion a l (m /s )
6 .0
8 .0 1 0.0 1 2 .0
(c)
(d)
Fig. 5.28 - Sondagens do dia 09-01-95. (a) Temperatura Potencial Virtual; (b) Razão de
Mistura; (c ) componente zonal u ; (d) componente meridional v.
1500
1200
1200
900
900
A ltu ra (m g p )
A ltu ra (m g p )
1500
600
600
13 :00 G M T
13:00 G M T
19 :00 G M T
19:00 G M T
20 :00 G M T
300
20:00 G M T
300
22 :00 G M T
22:00 G M T
0
0
2 9 4 .0
2 9 7 .0
3 0 0 .0
3 0 3 .0
3 0 6 .0
T e m p e ra tu ra P o te n c ia l V irtu a l (K )
3 0 9 .0
3 .0
3 1 2 .0
(a)
6 .0
9 .0
1 2 .0
1 5 .0
R a z ã o d e M is tu ra (g /kg )
1 8 .0
2 1 .0
(b)
1500
1200
1200
900
900
A ltu ra (m g p )
A ltura (m g p )
1500
600
600
13 :0 0 G M T
13:00 G M T
19 :0 0 G M T
300
20 :0 0 G M T
19:00 G M T
300
20:00 G M T
22 :0 0 G M T
0
22:00 G M T
0
-1 4 .0 -1 2.0 -1 0 .0 -8 .0
-6 .0
-4 .0 -2 .0 0 .0 2 .0 4 .0
C o m p o n e nte Z o n al (m /s )
(c)
6 .0
8 .0
1 0 .0 1 2 .0
-1 6 .0 -1 4 .0 -1 2 .0 -1 0 .0 -8 .0 -6 .0 -4 .0 -2 .0 0 .0 2 .0 4 .0
C o m p o n e n te M e rid io n a l (m /s )
6 .0
8 .0 1 0 .0 1 2 .0
(d)
Fig. 5.34 - Sondagens do dia 01-08-95. (a) Temperatura Potencial Virtual; (b) Razão de
Mistura; (c ) componente zonal u ; (d) componente meridional v.