WETAMC-LBA

3. Resultados preliminares

     Os resultados preliminares das campanhas WETAMC e TRMM indicam que o processo de produção de chuva se dá através de um processo intrinsicamente acoplado, onde diferentes processos atuam em diferentes escalas espaciais e temporais, e onde a superfície, seja com ou sem floresta, ativamente participa dos mecanismos de formação de nuvens.

     O caráter da precipitação na Amazônia durante a estação chuvosa varia de um comportamento essencialmente continental para um comportamento mais marítimo. Essa alternância está associada a um controle de grande escala (Rickenbach et al., 2002) dado pela aproximação de sistemas frontais pela formação da Zona de Convergência Atlântico Sul (ZCAS). Chuvas são mais contínuas durante o dia na presença da forçante de grande escala e mais isoladas e localizadas, com maior desenvolvimento vertical e uma freqüência maior de relâmpagos, quando não há forçante de grande escala. Com a presença de sistemas de grande escala, os ventos de baixos níveis em Rondônia são predominantemente de oeste, enquanto nos períodos intermediários, sem perturbações de grande escala, os ventos são de leste. A Figura 2 (Petersen et al., 2000) mostra a alta freqüência de relâmpagos associada a regime de ventos de leste em Rondônia durante Janeiro e Fevereiro de 1999.

Figura 2 - Durante a estação chuvosa a freqüência de relâmpagos (entre nuvem e superfície) mostra-se um fator de quatro maior que nos períodos de vento de leste em 850 hPa do que em períodos de ventos de oeste. (Petersen et al., 2000).

     A evolução diurna da convecção foi analisada por Machado et al. (2002), do ponto de vista das imagens de satélite e dos perfis termodinâmicos associados, e por Marengo et al. (2002) do ponto de vista da precipitação observada. A Figura 3 mostra a evolução da precipitação no período da campanha como um todo e também durante os períodos de ventos de leste e oeste. Mostra-se que a precipitação, apesar de ter um caráter mais marítimo nos períodos de ventos de oeste, tem um ciclo diurno bem definido em todas as situações, com um maximo marcante à tarde, o que é típico de regiões continentais. Nos casos de ventos de leste, há freqüentemente a formação de sistemas convectivos de mesoescala organizados (veja, por exemplo, Pereira et al., 2002 e Betts et al., 2002) na forma de linhas de instabilidade que presistem até a noite.

Figura 3 - Ciclo diurno médio para a rede de pluviômetros completa (linha cheia grossa), média para os dias com regimes de ventos de oeste (linha cheia fina) e de leste (linha tracejada fina). Os valores estão em mm/h e o horário é local (Marengo et al, 2002).

     Williams et al. (2002), analisando os núcleos de condensação de nuvens (CCN) observados durante a campanha, notou que as concentrações de CCN são as menores no regime de ventos de oeste (400 cm-3) do que no regime de ventos de leste (800 cm-3). Durante a estação seca, as medidas de concentração de CCN sobem para 2000-3000 cm-3 como resultado das queimadas. Rosenfeld (1999) baseado em dados do radar do satélite TRMM mostrou que nuvens formadas em regiões com fumaça de queimadas crescem além da isoterma de -10oC para produzir chuva, indicando uma supressão dos processos de formação de chuvas durante a estação chuvosa e indicam um mecanismo acoplado forçado externamente pela circulação de grande escala e internamente pela disponibilidade de aerossóis biogênicos: a própria vegetação e os precessos de reciclagem e formação de aerossóis em nuvens convectivas repõe as concentrações de CCN nos períodos de ventos de leste quando a convecção é mais localizada. O papel dos aerossóis biogênicos e o papel da reciclagem de aerossóis em nuvens assim como sua transformação para CCN são aspectos científicos pouco conhecidos que deverão receber uma abordagem mais profunda nas próximas etapas do LBA.

     A interação das nuvens com a superfície passa pelo fornecimento de energia na forma de fluxos de calor sensível e latente que levam a formação da camada de mistura. Esses fluxos de calor são modulados pelo fornecimento de radiação solar. Na interação com a superfície, a diferente cobertura vegetal afeta o balanço de energia através do albedo, no caso, este é menor para a floresta do que para a pastagem. Diferentes sistemas de circulação local afetam esses fluxos de calor, como pode ser visto em von Randow et al. (2002). Estudos anteriores, na estação seca, havia sido mostrada uma diferença grande nos fluxos entre a pastagem e a floresta, especificamente em Rondônia, implicando em diferenças grandes na altura da camada de mistura. Fisch et al. (2002) comparam a evolução da camada de mistura na estação seca e na estação chuvosa e mostram que na estação seca a camada de mistura em pastagem chega a ter 1600 metros de altura enquanto que na floresta chega a 1000 metros. Na estação chuvosa a camada de mistura chega a 1000 metros, tanto na pastagem como na floresta. As características da turbulência são distintas na pastagem e na floresta. Na floresta, a presença da camada abaixo da copa torna o problema bastante complexo com interações diversas. Sá et al. (2000) mostram que a temperatura não é afetada pela presença das árvores, isto é, a natureza das flutuações térmicas turbulentas é a mesma acima e abaixo da copa. Para o caso do vento, no entanto, há uma influência marcante da copa através da rugusidade. A copa das árvores atua como um "filtro passa-baixa", conforme já havia sido visto em experimento anteriores, como por exemplo , o ABLE 2B, na região de Manaus.

     Uma grande contribuição dos dados da campanha WETAMC/LBA está em fornecer dados para a calibração de modelos numéricos. Em particular, de grande importância nas regiões tropicais é a transferência radiativa na atmosfera na presença de grandes quantidades de vapor d'água, problema este enfocado para o caso de Rondônia por Plana-Fattori et al. (2002) e para o caso específico da transmissão de radiação para a floresta, abaixo da copa das árvores, por Manzi et al. (2002).

 

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2. Esquema de medidas de campo