Estudo de Modelagem da Camada Limite Planetária na Confluência

Estudo de Modelagem da Camada Limite Planetária na Confluência Brasil-Malvinas
José Luís Osório da Costa Junior ([email protected])
Jaci M. B. Saraiva ([email protected])
Abstract
This project aims at describing the planetary boundary layer as well as its variation on the confluence of
Brazil/Falklands currents. The results show the influence of the zonal and meridional gradients of the sea surface
temperature on superficial and boundary layers. These findings agree with results found in Gulf current.
Introdução
A localização da área de estudo da confluência das correntes do Brasil e das Malvinas (Figura 1) em relação à
margem continental varia para períodos interanuais, anuais, semi-anuais e em períodos de 30 a 60 dias, devido, em
grande parte, a diferenças na topografia da plataforma costeira, como demonstrado por Olson et al. (1988). Por outro
lado, foi determinado, na região equatorial, um ciclo diurno da taxa de dissipação turbulenta na camada de mistura
oceânica (Peters et al., 1994), relacionada aos fluxos turbulentos de calor sensível, com um máximo no período noturno
e um mínimo durante o dia. Variação similar a esta pode ocorrer na região da confluência Brasil-Malvinas, já que
Brainerd e Gregg (1993) também detectaram este ciclo na latitude de 34o N.
Figura 1- Imagem da superfície do mar (TSM), de novembro
de 1996, obtida pelo satélite AVHRR/NOAA, onde azul indica
temperaturas menores e vermelho as maiores, enquanto as
nuvens são brancas. Esta imagem foi processada e cedida pelo
laboratório de Oceanografia Física do departamento de Física
da FURG.
A separação das correntes das Malvinas e do Brasil foi estudada usando dados de satélite e dados de correntes.
O local de separação destas correntes da margem continental é determinado pela digitalização do cruzamento da
superfície térmica frontal indicativo de cada feição.
Para isso foram medidos três anos (julho de 1984 a junho de 1987), de dados com resolução de 1 km, coletados
pelo serviço Meteorológico da Argentina, e 4 anos de dados de baixa resolução foram usados para gerar uma serie de
novembro de 1981 até junho de 1987. Foi encontrado então como latitude media de separação 35,8±1.1° para a
corrente do Brasil e 38.6±0.9° para a corrente das Malvinas (Olson, 1998). A localização da confluência das correntes
do Brasil e das Malvinas em relação à margem continental varia de períodos interanuais, anuais, semi-anuais e em
períodos de 30 a 60 dias, devido, em grande parte, a diferenças na topografia da plataforma costeira, como
demonstrado por (Olson, 1988). Em geral, o oceano estabelece um equilíbrio entre o calor que ele fornece e o calor que
recebe. Entretanto, as zonas de ganho ou de perda de energia são desigualmente repartidas sobre a latitude por causa
dos continentes. As precipitações ou um reaquecimento estabilizam a densidade da água e contrariamente, as trocas
térmicas devidas ao oceano que se fazem aqui graças a um resfriamento ou a uma evaporação a fazem aumentar.
Quanto mais as condições são extremas, mais a mistura que elas provocam é densa e se faz em profundidade. Existe,
pois uma forte corrente no fundo dos oceanos. Esta corrente é mais ou menos profunda segundo a sua densidade.
A atual impossibilidade de compreensão como um todo da ampla gama de movimentos que ocorrem
simultaneamente na camada de mistura oceânica, nos obriga a separa-los em três escalas de tempo. Para cada uma
dessas escalas são dadas as características dos movimentos da camada de mistura em resposta às forçantes
atmosféricas.
Uma questão que se coloca é como a atmosfera e o oceano interagem mutuamente em termos de trocas de calor
(Prangsma & Kruseman, 1984; Garwood, 1981), pois o calor que está distribuído de uma maneira não uniforme no
oceano superior determinará anomalias de temperatura superficial do mar que é uma importante condição de contorno
para a circulação da atmosfera (Melkus, 1962; Namia, 1973; Moura & Shukla, 1981).
Camada Limite no oceano
Similarmente, pode-se definir duas camadas limites no oceano, a camada limite de fundo que é a região logo
acima do solo do oceano e a camada interface oceano-atmosfera no oceano. Nesta última, denominada de camada de
mistura no oceano, pode ser divida em três regiões: a zona perto da superfície, a camada de mistura e a termoclina
sazonal.
A zona perto da superfície inclui a região de elevada dissipação que persiste em todo ciclo diurno e a
termoclina durante o dia. A camada de mistura está em uma região entre o fundo da zona perto da superfície e o topo
da termoclina sazonal. Contem uma camada ativa, que se desenvolve durante ventos fortes e profunda convecção
noturna, e que forma a cada manha no fim da força convectiva onde os ventos não são tão fortes. A termoclina diurna
se forma a cada amanhecer após cessar a força convectiva. Durante o dia corresponde ao fundo da zona perto da
superfície. À noite, a termoclina diurna é levada para o fundo por convecção, separando a camada de mistura ativa
acima da camada de mistura remanescente abaixo. Quando a convecção atinge o ponto de equilíbrio, a termoclina
diurna e sazonal se fundem.
A estrutura vertical do oceano superior é composta por uma camada instável e turbulenta, que é limitada abaixo
por uma camada estratificada estável, a termoclina sazonal. Existe uma região de águas misturadas bem junto da
superfície do oceano chamada camada de mistura, cuja principal característica é estar em regime turbulento, pois está
constantemente agitada pelo cisalhamento do vento. A profundidade da camada de mistura abrange desde poucos
metros até aproximadamente 200 metros, esta última é característica de latitudes médias e baixas (Solano, 1988).
Existem dois grupos dos fatores que contribuem para a produção ou eliminação dos gradientes verticais de
temperatura e salinidade: i) processos de transferência de energia na superfície do mar; ii) processos de transferência
advectiva abaixo da superfície do mar (LaFond, 1954). Existe duas camadas de cisalhamento vertical: a zona próxima à
superfície, que é a região dominada pelas ondas, e a zona entre a base da camada limite e o topo da termoclina,
chamada de camada de entranhamento. Nesta camada, há um transporte vertical de momento e de calor para dentro da
camada de mistura. Abaixo da camada de mistura, desaparecem os efeitos diretos desses fluxos turbulentos, e a
pequena variabilidade encontrada nos campos de temperatura e salinidade é devida a ondas internas e movimentos
quase-geostroficos (Stevenson, 1980).
A camada de mistura varia principalmente em três escalas de tempo: diurna, ciclônica e sazonal. A escala
diurna que durante regimes de ventos leves, tem no ciclo de aquecimento diurno uma importante escala de tempo no
balanço de energia. Quando a radiação incidente for maior do que a soma da radiação de retorno de onda longa com os
fluxos de calor latente e sensível há a formação de uma camada de água menos densa próxima à superfície, que inibe
fluxos turbulentos para baixo. Como a componente vertical da turbulência é insuficiente para transportar calor e
momento até a base da camada de mistura, há retração desta camada podendo até desaparecer. À noite, a emissão de
radiação de ondas longas e os fluxos de calor sensível esfriam a camada de mistura, e a geração de turbulência
convectiva e mecânica resulta em turbulência (Saltzmann & ashe, 1976). Na escala ciclônica (sinótica), os fluxos de
momento e calor entre oceano-atmosfera, significativos nas latitudes médias, concentram-se quase que inteiramente.
Nesta escala, as variações nos campos de temperatura e de velocidade no oceano estão associadas com a passagem de
ciclones e anticiclones em movimento para leste (Simpson, 1969). Nas latitudes médias, quando da passagem de um
ciclone extratropical, a resposta do oceano é caracterizada por um rápido afundamento e resfriamento da camada de
mistura, é na escala sazonal que a retração devido ao aquecimento da superfície do oceano começa na primavera e
continua pelo verão, fazendo que se forme uma termoclina sazonal. No inicio do outono, há uma reversão neste
processo, e a camada de mistura, inicia o afundamento com a conseqüente erosão da termoclina sazonal. Por todo
outono e inverno, a camada de mistura continua a resfriar-se e a tornar-se cada vez mais profunda.
Observa-se, entretanto, que as variações nas escalas de tempo da camada de mistura não são independentes.
Por exemplo, variações diurnas tendem a ser maiores na primavera e verão quando o aquecimento solar é mais forte.
A transição de uma camada de mistura profunda (inverno) para uma camada de mistura rasa (verão) pode ocorrer em
um único dia, dependendo da magnitude das tempestades e da duração dos ventos leves entre estas tempestades.
Basicamente, a estrutura vertical do oceano superior é composta por uma camada instável e turbulenta, que é
limitada abaixo por uma camada estratificada estável, a termoclina sazonal. Em geral, quantidades escalares tais como
temperatura e salinidade estão bem misturadas verticalmente próximas à superfície do oceano. Esta região de águas
bem misturadas é chamada de camada de mistura, sendo caracterizada por estar em regime turbulento, pois está
constantemente agitada pela tensão de cisalhamento do vento e pelo fluxo de “buoyancy” superficial. A profundidade
ou espessura da camada de mistura abrange uma ampla faixa de valores, desde poucos metros até 100 ou 200 metros,
sendo que estas ultimas são de características das latitudes baixas ou médias.
Os vários fatores que contribuem para produção ou eliminação dos gradientes verticais de temperatura ou
salinidade no mar podem ser divididos em dois grupos: i) processos de transferência de energia na superfície do mar;
ii) processos de transferência advectiva abaixo da superfície do mar (La Fond, 1954). São caracterizadas duas camadas
de cisalhamento vertical: a zona próxima à superfície, que é a região dominada pelas ondas, e a zona entre a base da
camada de mistura e o topo da termoclina, chamada de camada de “entrainment”.
Camada limite atmosférica
A camada limite planetária é definida como a região da atmosfera que é afetada pelas forçantes superficiais e responde
a estes efeitos em uma escala temporal de até uma hora (Stull, 1988). A mistura mecânica ocorre continuamente na
atmosfera devido ao seu movimento, mas seu efeito é bem maior próximo à superfície da terra, devido à proximidade
do limite sólido. A turbulência mecânica aumenta com a rugosidade da superfície e com o aumento da velocidade do
vento. Os efeitos térmicos originários da superfície, por outro lado, variam muito com a hora do dia, cobertura do céu,
condições superficiais e condições sazonais. A altura da camada limite planetária varia entre 500 e 2000 metros. Ela é
essencialmente turbulenta devido à influência da superfície da terra, com exceção de uma pequena camada, adjacente à
superfície (alguns centímetros) onde os processos de transferência de energia são por condução, os seja, através de
difusão molecular.
De um modo geral, o aquecimento solar da superfície durante o dia e, consequentemente, das camadas de ar
adjacentes, sobrepuja a natural estabilidade da atmosfera resultando num aumento da profundidade da camada limite,
que atinge um máximo durante à tarde (Stull, 1988).
Para caracterizar a atmosfera marinha, nos termos de parâmetros meteorológicos que mais influenciam a
interação oceano-atmosfera, não basta medir os valores da umidade e temperatura, mas, também os fluxos turbulentos e
a estabilidade atmosférica devem ser medidos. Os fluxos de calor sensível e latente são a chave no transporte de
energia termodinâmica do sistema oceano-atmosfera. Seu estudo é essencial para entender a geração e transporte de
importantes propriedades como umidade, distribuição dos aerossóis marinhos, transporte de momento (Blanc, 1983).
Na transferência de calor latente, uma parte da energia solar absorvida pela superfície (terrestre ou marinha) é utilizada
na evaporação da água existente na interface superficial. A transferência de calor sensível é de forma turbulenta, ou
seja, na atmosfera o calor sensível pode ser transferido para cima (ou para baixo) pela turbulência térmica ou mecânica.
Objetivo
Esta pesquisa visa o estudo da camada limite planetária e sua evolução temporal na região da confluência das correntes
Brasil e Malvinas. Para tanto será utilizado o modelo atmosférico RAMS, descrito na metodologia. Este trabalho terá
como enfoque principal a caracterização da altura da camada limite planetária bem como estimar a intensidade dos
transportes turbulentos sobre a região de maior gradiente térmico zonal entre as duas correntes.
Metodologia
Para esta pesquisa utilizou-se o modelo meteorológico de mesoescala RAMS (Regional Atmospheric Modeling
System) versão 4.3, desenvolvida pelos pesquisadores Drs. Willian Cotton e Roger Pielke, na Universidade do
Colorado. O RAMS foi aplicado por possuir uma física mais complexa com possibilidade do uso de grades menores
aninhadas. O modelo se baseia em diferenças finitas.
Uma característica importante do modelo é a presença de dois métodos para avaliação da formação de nuvens e
conseqüentes precipitações, são eles: O método Kuo, determinando chuvas por convecção, baseado na integral de uma
grande parcela, considerando grandes estruturas; e Microfísica das nuvens, que calcula a transformação de cada parcela
passo a passo, considerando diferenças entre vapor d’água, gota da nuvem, gota de chuva, gelo, e outros exigindo por
tanto uma malha mais refinada para se obter bons resultados.
Para este trabalho utilizou-se o recurso de grades aninhadas. A grade grossa tem um espaçamento de 45km
sendo que se utilizou somente uma grade aninhada com 15km de resolução espacial. O local de estudo localiza-se
centrado nas coordenadas, 36oS-50oW na primeira grade e 40oS-53oW na grade aninhada.
A sondagem utilizada (Figura 2) descreve uma situação de alta pressão à superfície sem ocorrência de
precipitação. Para melhor entender os contrastes de aquecimento o modelo foi inicializado sem vento..
Figura 2 – Sondagem atmosférica no horário das 12 TMG.
O solo e vegetação utilizados no modelo têm resolução de 1km e foram realizados dois experimentos, o
primeiro utilizando a TSM climatológica do mês de abril (Figura 3a) e a segunda utilizando a TSM semanal (Figura
3b) representada pelo arquivo da ultima semana do mês de abril de 2001.
A
B
Figura 3- Temperatura da superfície do mar para o mês de abril; a)climatológico; b)semanal abril
2001.
Resultados Preliminares
Na primeira simulação do RAMS foi usada uma TSM climatológica, e conforme se pode notar (Figura 3a) as
linhas não apresentam uma variação muito profunda. Para a segunda simulação do RAMS, foi usada uma TSM
Semanal do mês de abril de 2001, que apresenta uma variação mais profunda nas suas isolinhas, mostrando claramente
os contornos das correntes Malvinas e Brasil (Figura3b).
A Figura 4, com TSM semanal das 15Z do segundo dia (27 horas de simulação), mostra que o vento segue
claramente as características da TSM nos contornos característicos das duas correntes, conforme o tempo avança,
depois de 51 horas de simulação o vento se intensifica e muda a direção passando, no maior gradiente meridional de
TSM a soprar de sul para norte respondendo ao gradiente térmico. Após 72 horas de simulação o movimento
meridional do ar passa de 2 para 3 ms-1.
A
B
C
Figura 4- Vetor vento em 1000 hPa; a) 15 TMG ; b) 15 TMG; c) 12 TMG.
Para melhor entendimento da influencia do gradiente zonal de temperatura da superfície do mar no perfil
vertical da atmosfera, foram feitos cortes na grade aninhada fixando a latitude em 41ºS, da superfície até uma altura
geopotencial de 700 mb (figura 5). A figura 5A e 5B apresentam as variáveis de temperatura do ar e umidade nos
horários das 15 TMG (27 e 51 horas de simulação), e das 12 TMG (72 horas de simulação) horário em que o modelo
terminou de rodar.
Nos cortes de temperatura e umidade relativa mostra claramente, um decréscimo do campo da umidade
relativa, como o ar frio retém menos umidade que o ar quente temos uma maior umidade no 2ºdia de simulação do
modelo, com o aumento do gradiente térmico a umidade relativa começa a decrescer chegando ao menor valor na
última hora de simulação (70 %), onde o gradiente de temperatura é máximo (10°).
A
B
C
Figura 5 – Corte vertical centrado em 41oS das variáveis temperatura e umidade relativa do ar; a) 15 TMG ;
b) 15 TMG; c) 12 TMG.
Conclusões
Neste trabalho foram apresentados as variáveis de superfície bem como o perfil vertical da simulação com a
TSM semanal. Os gráfico não apresentados da TSM climatológica mostram variações bem menores no campo do vento
à superfície, bem como não conseguem reproduzir as variações verticais no campo da temperatura e umidade como
apresentado na simulação da TSM semanal.
As variações na circulação do ar em 1000 hPa apresentadas na Figura 4 são geradas em função do contraste
térmico gerado pelo gradiente das correntes Brasil/Malvinas, estes resultados concordam com resultados encontrados
por Warner et. al, 1989 para a corrente do Golfo.
Os cortes em 41oS em vários horários da simulação com TSM semanal mostram o aquecimento da camada
limite sobre a água quente com diminuição da umidade relativa do ar, em parte devido a mistura e em parte à
capacidade do ar quente em reter vapor d´ água. A camada limite não se desenvolveu como de se esperar, devido a
sondagem utilizada na inicialização do modelo, esta sondagem era bastante estável com uma atmosfera seca nos baixos
níveis e pressão em superfície de 1019 hPa, o que não favoreceu a turbulência.
Agradecimentos
Agradeço a CAPES pela bolsa concedida para o mestrado que estou fazendo.
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