Fundação Universidade Federal do Rio Grande Departamento de Geociências Laboratório de Meteorologia Caracterização dos Fluxos Turbulentos na Camada Limite Atmosférica sobre o Atlântico Sudoeste: Aplicação a Dispersão de Poluentes Caroline Julliana Zotto Trabalho de Graduação apresentado ao Curso de Oceanologia da Fundação Universidade Federal do Rio Grande, desenvolvido sob orientação Dra. Nisia Krusche Rio Grande 2005
Sumário Lista de Figuras........................................................................................................ii Lista de Tabelas.......................................................................................................iv Agradecimentos.......................................................................................................v 1
Introdução.................................................................................................................1 1.1 Objetivos........................................................................................................6 1.2 Área de estudo..............................................................................................8 2
Considerações Teóricas........................................................................................11 2.1 Camada Limite Planetária.........................................................................11 2.2 Estabilidade Atmosférica..........................................................................19 2.3 Balanço de Radiação..................................................................................21 2.4 Fluxos Turbulentos....................................................................................24 2.5 Dispersão de Poluentes.............................................................................26 3
Metodologia............................................................................................................28 3.1 Modelo de Dispersão.................................................................................30 4
Resultado e Discussão..........................................................................................35 4.1 Fluxos Turbulentos....................................................................................40 4.2 Modelo de Dispersão.................................................................................44 5
6
Conclusões.............................................................................................................53 Bibliografia............................................................................................................55
i
Lista de Figuras Figura 1. Localização da área de estudo......................................................................8 Figura 2. Variação em escala sinótica da camada limite.........................................12 Figura 3. Variação diária da Camada Limite............................................................13 Figura 4. Esquema da Camada de Mistura...............................................................14 Figura 5. Esquema da Camada Neutra e estável.....................................................16 Figura 6. Balanço de Energia em Superfície..............................................................22 Figura 7. Bóia de Fundeio ARGOS – 32056...............................................................28 Figura 8. Localização da Bóia......................................................................................28 Figura 9. Séries Temporais dos Dados.......................................................................35 Figura 10. Médias Diárias dos Dados........................................................................38 Figura 11. Médias Mensais dos Dados......................................................................39 Figura 12. Séries Temporais dos Fluxos Turbulentos..............................................40 Figura 13. Freqüência Percentual do Fluxo Turbulento de Calor Sensível..........41 Figura 14. Freqüência Percentual do Fluxo Turbulento de Calor Latente...........42 Figura 15. Freqüência Percentual do Fluxo Turbulento de Momento..................42 Figura 16. Médias Diárias dos fluxos turbulentos...................................................43 Figura 17. Fluxos turbulentos para os dias 17 e 18 de junho de 2001..................44 Figura 18. Fluxos turbulentos para os dias 20 a 23 de junho de 2001...................44 Figura 19. Fluxos turbulentos para os dias 21 à 28 de julho de 2001....................44 Figura 20. Fluxos turbulentos para os dias 15 e 16 de setembro de 2001.............44 Figura 21. Fluxos turbulentos para os dias 1° e 2 de abril de 2002.......................45 Figura 22. Fluxos turbulentos para os dias 20 à 22 de abril de 2002.....................45 Figura 23. Concentração para o caso #1 hora 2.........................................................46 Figura 24. Concentração para o caso #1 hora 3.........................................................46 Figura 25. Concentração para o caso #1 hora 5.........................................................46 Figura 26. Concentração para o caso #1 hora 6.........................................................46 Figura 27. Concentração para o caso #1 hora 7.........................................................46 ii
Lista de Figuras
Figura 28. Concentração para o caso #1 hora 9. .......................................................46 Figura 29. Concentração para o caso #2 hora 2. .......................................................47 Figura 30. Concentração para o caso #2 hora 3. .......................................................47 Figura 31. Concentração para o caso #2 hora 4. .......................................................47 Figura 32. Concentração para o caso #2 hora 5. .......................................................47 Figura 33. Concentração para o caso #2 hora 6. .......................................................47 Figura 34. Concentração para o caso #2 hora 7. .......................................................47 Figura 35. Concentração para o caso #3 hora 2. .......................................................48 Figura 36. Concentração para o caso #3 hora 3. .......................................................48 Figura 37. Concentração para o caso #4 hora 1. .......................................................48 Figura 38. Concentração para o caso #4 hora 2. .......................................................48 Figura 39. Concentração para o caso #4 hora 4. .......................................................48 Figura 40. Concentração para o caso #4 hora 5. .......................................................48 Figura 41. Concentração para o caso #4 hora 6. .......................................................49 Figura 42. Concentração para o caso #4 hora 8. .......................................................49 Figura 43. Concentração para o caso #4 hora 9. .......................................................49 Figura 44. Concentração para o caso #4 hora 10. .....................................................49 Figura 45. Concentração para o caso #4 hora 12. .....................................................49 Figura 46. Concentração para o caso #5 hora 1. .......................................................50 Figura 47. Concentração para o caso #5 hora 2. .......................................................50 Figura 48. Concentração para o caso #5 hora 4. .......................................................50 Figura 49. Concentração para o caso #5 hora 5. .......................................................50 Figura 50. Concentração para o caso #5 hora 8. .......................................................50 Figura 51. Concentração para o caso #5 hora 9. .......................................................50 Figura 52. Concentração para o caso #5 hora 10. .....................................................50 Figura 53. Concentração para o caso #6 hora 1. .......................................................51 Figura 54. Concentração para o caso #6 hora 2. .......................................................51
iii
Lista de Tabelas Tabela 1. Classes de Estabilidade Atmosférica. Tabela 2. Sistema de Classificação de Pasquill‐ Guifford. Tabela 3. Intervalo do controle de qualidade dos dados e resolução e precisão dos sensores da bóia. Tabela 4. Comparação das Médias e desvios Padrões com os valores das Normais Climatológicas Provisórias. Tabela 5. Limites Climatológicos dos dados. iv
Agradecimentos Agradeço e dedico este trabalho aos meus pais, por todo apoio e incentivo para vir a Rio Grande estudar. Também agradeço ao colegas do Laboratório de Meteorologia que sempre tornaram bons amigos com um bom clima de descontração: Miriam, Rafael, Eder, Joel, Isabel, Anderson, Badá e Gustavo. E também a Rosa que deu muitas dicas e emprestou o material necessário para a aplicação do modelo. Agradeço também a orientadora Nisia Krusche que sempre foi muito atenciosa e dedicada, que apresar dos atrasos sempre acreditou nas minhas potencialidades. Também ao Dr. Marcelo Sandin Dourado que fez importantes colocações no trabalho. Gostaria também de agradecer aos grandes amigos que conquistei no Cassino e na FURG que tornaram esses cinco anos em Rio Grande os melhores anos da minha vida. Juliana (Jú do Sul) minha grande companheira de anos, por todos os momentos felizes, pelas discussões, pelas trocas de guarda roupa e tudo mais. A Carina que também morou conosco por todas as vezes que ficava tocando Beatles no violão com a sua voz maravilhosa só para passar o tempo. As grandes amigas que fiz na turma de 2001por todos os Lulu’s e festinhas: Fernanda, Caru, Paula, Ângela, Mariana, Raquel, Bárbara, Manú, Marcela, Aline, Luana, entre outros nomes que esqueci de citar. v
Também agradeço aos colegas da turma que sempre tornaram a nossa turma especial e divertida, por todas as discussões filosóficas: André, Tormena, Gandra, Hirata, Tremembé, Huguinho, Almudi, Rodrigo Torres, Rodrigo Goiano, e de novo os que esqueci de citar. Aos colegas que logo desistiram do curso, Camila e Flávio. Aos grande amigos de outros anos que também não poderia de deixar de agradecer: Aos meninos da Holmes, Igor, Augusto, Artur, Curiri. Em especial para uma pessoa muita querida que passei ótimos momento e que é muito especial para mim o Casulo. Ao Caron, Bam‐Bam, Buscapé, Patú, Marcos, Rafael Piovesan, Lisa, Andréa, Bel. A minha grande companheira de tudo de músicas e sagacidade Maira e sua fiel escudeira a Julia, que tornaram esse ultimo ano no Cassino mais divertido. Também à Virginia, Luiza, Marcinha pessoas muito especiais que sempre lembrarei. Aos biólogos, quase oceanólogos, Silvina, Jusp, Wilson e Alice. A amiga mais importante que fiz no Cassino a Rossana e toda sua família divertida que sempre me acolheram nas datas familiares como Natal e etc. Especialmente agradeço a Deus que tornou tudo isso possível, com as incríveis forças da natureza. “A Terra é um só país e os seres humanos seus cidadãos” Bahá’u’lláh vi
1. Introdução Os processos de extração, refino e consumo do petróleo e de seus derivados é uma das principais fontes de poluentes da atmosfera. Apesar de diferentes compartimentos do ecossistema, como água, sedimento e biota, serem afetados pela utilização dos combustíveis fósseis, é de suma importância o conhecimento do comportamento destes poluentes na atmosfera, já que este ambiente é extremamente dinâmico e pode proporcionar a dispersão por grandes distâncias afetando regiões remotas sem contato direto com áreas industriais e urbanas. O transporte marítimo dos produtos do petróleo das refinarias e locais de extração até os mercados consumidores formam uma complexa rede de distribuição nos oceanos, podendo causar a liberação dos poluentes no ambiente natural em grandes vazamentos acidentais ou devido a operações normais de trabalho, como a limpeza de tanques e pequenos vazamentos. O transporte marítimo introduz nos oceanos 580 mil toneladas de hidrocarbonetos, o que representa 23,5% do total do aporte oceânico (Clark, 1992). Os navios cargueiros estão cada vez maiores, aumentando a capacidade de carga. No trabalho de Burger (1997), é exemplificado que, em 1930, os maiores navios tinham a capacidade de transportar até 20 mil toneladas de petróleo, e 40 anos depois, já transportavam até 800 mil toneladas com tendência de aumentar ainda mais conforme a tecnologia permite. 1
1. Introdução
São inúmeros os impactos que podem ser gerados em função de um derrame de petróleo, tanto ambientais como econômicos. Uma das principais conseqüências é o fato do petróleo impedir as trocas gasosas, com o recobrimento da interface água/ar, em princípio afetando os organismos que vivem em superfície e sub‐superfície, que geralmente são produtores ou consumidores primários que uma vez afetados podem comprometer toda a cadeia trófica. Também pode causar alterações na absorção de radiação ultravioleta, aumentando a temperatura, reduzindo a luminosidade da coluna de água, consequentemente alterando as taxas fotossintéticas (EPA, 1999). Os derrames também provocam uma série de prejuízos econômicos, pois inviabilizam a utilização da área afetada seja para a pesca, movimentação de embarcações e uso recreacional, além de diversas restrições impostas pelos órgãos responsáveis pela limpeza e recuperação da área (Lages, 2003). O petróleo quando derramado no ambiente marinho sofre diversos processos com tendência a dissipação. Os principais processos atuantes são (Clark, 1992) : espalhamento, evaporação, dispersão, emulsificação, dissolução, oxidação, sedimentação, biodegradação e a própria combinação destes fatores. A intensidade do impacto no ambiente está relacionada não apenas com a quantidade derramada, mas com o tipo do produto e o local onde foi derramado. As características morfológicas, hidrodinâmicas e atmosféricas vão determinar o comportamento do óleo derramado no ambiente, imediatamente ele começa a espalhar e a sofrer alterações nas propriedades físicas e químicas. 2
1. Introdução
Cada tipo de habitat aquático tem sensibilidade diferente aos efeitos tóxicos e habilidade de recuperação própria (EPA, 1999). Os componentes mais leves são transferidos para a atmosfera por evaporação, deixando na água os componentes mais pesados. A taxa de evaporação depende da volatilidade dos componentes do óleo e de propriedades físicas como temperatura e velocidade do vento. Quanto mais a mancha se espalha maiores são as taxas de evaporação já que aumenta a área de superfície em contato com a atmosfera. Produtos refinados como querosene e gasolina tem uma maior proporção de componentes leves que podem evaporar em poucas horas (EPA, 1999). A poluição atmosférica distingui‐se dos outros tipo de poluição porque uma vez emitida na atmosfera ocorre um processo irreversível deste poluente, que pode afetar áreas remotas. Os poluentes são classificados em dois grandes grupos, os poluentes primários e os poluentes secundários (Clark, 1992). Os poluentes primários são diretamente liberados pela fonte, como o monóxido de carbono, o dióxido de enxofre, o NOx, entre outros. Esses poluentes na baixa atmosfera podem sofrer transformações e reações fotoquímicas dando origem aos poluentes secundários. Este tipo de poluente necessita de um tempo de formação, conforme as massas de ar se deslocam podendo atingir níveis altos de concentração em áreas longes da fonte de emissão. As concentrações dos poluentes primários por seus complexos processos de transporte, mistura e transformação química dependem basicamente da taxa 3
1. Introdução
de emissão e das condições meteorológicas. Os efeitos nos organismos dependem do tempo de exposição às concentrações de poluentes, podendo causar danos mais nocivos em exposições prolongadas a baixas concentrações, efeitos crônicos, do que a exposição curta a altas concentrações, afeito agudo. Há ainda fatores como a sensibilidade dos organismos, que determinam a severidade dos efeitos e devem ser avaliados cada grupo particularmente. A dispersão de poluentes mais o transporte turbulento que fazem a dispersão são muito importantes. Após uma pequena introdução no capitulo 1 também é exposto os objetivos do trabalho. Há dois objetivos distintos neste trabalho, um de caracterização dos fluxos turbulentos para a região e outro que é a aplicação do modelo de dispersão de poluentes atmosféricos. Neste capítulo também é descrita a área de estudo. No capítulo 2 é apresentada as considerações teóricas do trabalho. São apresentados os conceitos que influenciam na dispersão dos poluentes, apesar destes conceitos não serem utilizados na aplicação do modelo atmosférico eles foram considerados importantes para a leitura. É apresentada a camada limite atmosférica, as suas características e o comportamento das plumas em cada uma das suas partes. As classes de estabilidade atmosférica e seu sistema de classificação também são descritos com o mesmo propósito. Ainda é descrita a teoria para o cálculo dos fluxos turbulentos sobre a superfície do mar, o balanço de radiação na atmosfera e também é apresentado os tipos de dispersão de poluentes na atmosfera. 4
1. Introdução
No capítulo 3 apresenta‐se a metodologia aplicada no trabalho, o tratamento dos dados e seus parâmetros estatísticos, os fluxos turbulentos. Separadamente são incluídas as descrições das considerações utilizadas para inicializar o modelo de dispersão. No capítulo 4, são discutidos e apresentados os resultados, iniciando com uma caracterização geral dos dados e a comparação com as Normais Climatológicas Provisórias de Rio Grande, bem como uma discussão sobre os fluxos turbulentos da região e seu comportamento diário. Separadamente são apresentadas as saídas do modelo de dispersão de poluentes atmosféricos e uma comparação com os casos extremos de fluxo de calor sensível. O capítulo 5 contém as considerações finais do trabalho. Estes tipos de dados são importantes para a elaboração de planos de contingência, com essa finalidade, a Agência Nacional do Petróleo (ANP), em conjunto com a Fundação Universidade Federal do Rio Grande realizam o programa “Estudos Ambientais nas áreas de Atuação da Indústria do Petróleo na Região Sul do País”. Este programa engloba diversas áreas do conhecimento, como a meteorologia, com o objetivo de estudar a poluição dos recursos naturais por hidrocarbonetos do petróleo, podendo aplicar esses conhecimentos em modelos numéricos de dispersão de poluentes na região e de prevenir os riscos ambientais envolvidos nos derramamentos de petróleo e de seus derivados.
5
1. Introdução
1.1 Objetivos O objetivo deste trabalho é caracterizar a estrutura da Camada Limite Atmosférica sobre o Atlântico Sudoeste a partir de medidas meteorológicas realizadas em uma bóia oceanográfica, que se localiza a uma distância de 190 km da costa. Serão analisadas as séries temporais das variáveis de temperatura do ar e de superfície do mar, umidade relativa, insolação, pressão, velocidade e direção do vento. Serão determinadas variações diurnas dos dados, frente às condições de insolação e os seus parâmetros estatísticos, como as médias diárias, as médias mensais e anuais, além dos respectivos desvios padrões para comparação com as Normais Climatológicas Provisórias de Rio Grande (Reboita e Krusche, 2001) que utilizou dados da estação meteorológica localizada na Fundação Universidade Federal do Rio Grande. Este trabalho possui dois objetivos distintos, além da caracterização dos fluxos o trabalho tem como objetivo a análise do comportamento dos poluentes atmosféricos liberados por evaporação de uma mancha de óleo. Para isso será inicializado um modelo de dispersão de poluentes o ISCST, Industrial Source Complex Term – Short Term, que é recomendado pela EPA, United States Environmental Protection Agency, para a análise da dispersão atmosférica. Serão utilizados para a comparação os cenários descritos no trabalho de Lages (2003) para uma mancha de óleo fictícia. 6
1. Introdução
Como objetivos específicos serão estimados os fluxos superficiais de calor sensível, de calor latente e de momento com essas variáveis, através de parametrizações adequadas. 7
1. Introdução
1.2 Área de Estudo A região costeira do extremo sul do Brasil (figura 1) é constituída por uma extensa planície sedimentar, com extensos cordões de dunas nas áreas de praias. Esta região também sofre intensa influência do sistema estuarino‐
lagunar da Lagoa dos Patos, que possui distintos habitats como marismas e as planícies lamosas, as águas de menor salinidade nas porções mais protegidas que se tornam vitais na criação e reprodução de invertebrados marinhos e larvas de peixes, e também como áreas de alimentação e abrigo para os mamíferos marinhos e aves (Seeliger et al. 1998). Figura 1. Local da área de Estudo. O estuário e toda a região costeira adjacente têm uma importante atividade pesqueira, tanto artesanal, como industrial, e também fornece uma via navegável para o escoamento de diversos produtos pelo Porto do Rio Grande. Apesar de não apresentar um intenso volume no transporte de petróleo e seus derivados, possui algumas empresas do setor como a Ipiranga e a Petrobrás, que atuam nos processos de refino, armazenamento e transporte de 8
1. Introdução
produtos como o óleo diesel, metanol e gases como o hexano e propano (Demore, 2001). Acredita‐se que a circulação na plataforma continental do extremo sul do Brasil seja principalmente forçada pelo vento, isto é comprovado pelas distribuições das propriedades físicas, químicas e biológicas (Soares e Möller, 2001). Grandes extensões de massas de água de baixa salinidade, que são uma importante feição da plataforma interna, causam frentes halinas pelo deságüe do Rio da Prata e da Lagoa dos Patos, podendo ser responsáveis por correntes de densidade costeiras que são ainda muito pouco compreendidas. O deságüe do Rio da Prata, mesmo ocorrendo muitos quilômetros ao sul da região, tem sua pluma advectada até a região de estudo por correntes costeiras onde interage com o deságüe da Lagoa dos Patos. As propriedades físicas da plataforma interna e central são condicionadas pela intrusão dessas águas frias do Uruguai e da Argentina que possuem um forte ciclo sazonal a alcança seu máximo ao norte no inverno austral, com temperaturas de 13°C e salinidades menores que 33 (Soares e Möller, 2001). A corrente de contorno que influência a plataforma externa é a Corrente do Brasil, que é a parte oeste do giro oceânico do Atlântico Sul, transportando águas quentes ao sul até encontrar as águas frias subantárticas com fluxo para o norte, da Corrente das Malvinas (Olson et al., 1988). O encontro destas duas massas de águas de características tão distintas é a Convergência Brasil‐Malvinas, onde é formada a Água Subtropical, de características intermediárias. Migrações latitudinais e sazonais dessa 9
1. Introdução
confluência têm grande influência na Corrente do Brasil, que durante o verão austral, atinge seu máximo ao sul. Depois da confluência, as Correntes do Brasil e das Malvinas separam‐se da plataforma continental entrando no interior do Atlântico, em uma latitude média de 36° a 39°S (Olson et al. 1988), como uma série de meandros de grandes amplitudes, e também com a presença constante de vórtices quentes encontrados em latitudes de até 50° a 55°W (Gordon, 1981). Essa região também é afetada por dois importantes sistemas atmosféricos, o anticiclone do Atlântico e os anticiclones móveis de origem Polar. O anticiclone do Atlântico é um sistema de alta pressão, com características úmidas, temperaturas elevadas e semi‐permanentes, apresentando deslocamentos sazonais (Campello, 2002). Pela posição deste em relação a área de estudo, a região apresenta ventos de nordeste (NE) mais intensos no verão. Com a aproximação do inverno esse centro perde força e migra para latitudes menores. Assim com os ciclones, os anticiclones polares se formam em altas latitudes e propagam para as menores, transportando massas de ar seco e de baixa temperatura. Os ventos relacionados com esse sistema são os de direção sul (S), sudeste (SE) e sudoeste (SW). A área compreendida entre esses dois sistemas é caracterizada por uma depressão para a qual convergem os ventos dos dois sistemas, sendo denominada de frente fria que tornam o tempo instável e geralmente chuvoso devido ao contraste das duas massas de ar, uma quente e úmida e outra fria e seca (Petterssen, 1951). 10
2. Considerações Teóricas 2.1 Camada Limite Planetária A troposfera, que em latitudes médias possui aproximadamente 11 km de altura, é a camada mais próxima a superfície terrestre e é a camada onde vivemos e liberamos os diversos poluentes. Uma grande parte desta camada, chamada de atmosfera livre, não participa dos processos de interação com a superfície. Apenas os primeiros 100 a 3000 m sofrem com estas interações na região chamada de camada limite. A definição padrão para a camada limite proposta por Stull (1988) é como sendo a região da atmosfera que sofre diretamente com os processos influenciados pela superfície e responde a essas forçantes em uma escala de uma horas ou menos. As forçantes atuantes na camada limite incluem atrito pelo vento, evaporação e transpiração, transferências de calor e a emissão de poluentes modificando a sua altura ao longo do tempo. Sobre os oceanos a altura da camada limite tem uma variação mais lenta que sobre os continentes, a pouca variação diurna da temperatura de superfície do mar, TSM, devido as grandes taxas de mistura e ao alto calor específico da água contribuem para reduzir as velocidades das trocas na superfície da camada limite. As principais mudanças na altura da camada limite marinha ocorrem devido a eventos sinóticos e processos de mesoescala que transportam 11
2. Considerações Teóricas
em movimentos verticais e advectivos as diferentes massas de ar sobre a superfície marinha. Geralmente a camada limite é encontrada em menor altura nas regiões de alta pressão, a subsidência do ar e o movimento divergente em baixos níveis retira a camada limite dos níveis mais altos para alturas menores. Podem estar associadas a essas regiões a ausência de nuvens, e estas quando presentes são geralmente cumulus de bom tempo ou stratocumulus (figura 2). Figura 2. Variação em escala sinótica da camada limite entre dois centros de alta (A) e baixa pressão (B). A linha tracejada representa o máximo da altura alcançada durante um período de uma hora, e a região cinza separada pela linha sólida representa a área de estudo usual. (FONTE: adaptada Stull, 1988). Em baixas pressões os movimentos ascendentes carregam a camada limite para grandes altitudes podendo chegar até o limite da troposfera, tornando difícil nesses casos a identificação do topo da camada limite. Para alguns eventos de baixas pressões é possível determinar como região de estudo somente até a base das nuvens, mesmo que a altura final da camada esteja 12
2. Considerações Teóricas
localizada em alturas menores do que nos casos de altas pressões (como na figura 2). Uma boa representação da variação diária do comportamento da camada limite em situações de alta pressão sob o continente é dada pela figura 3, os principais componentes desta estrutura são a camada de mistura, a camada residual e a camada estável. Na camada superficial localizada na região mais superficial são encontradas variações de menos de 10% de magnitude nos valores de fluxos turbulentos e stress, não importando se faz parte da camada de mistura ou da camada estável. E finalmente a camada de interface pode ser identificada como sendo os últimos poucos centímetros da ar, onde o transporte molecular domina sobre o transporte turbulento. Figura 3. A camada limite em regiões da alta pressão sob o continente é constituída das camadas: camada de mistura em cinza, camada residual pouco turbulenta em branco e camada estável noturna de turbulência esporádica em preto. A camada de mistura pode ser subdividida também em camada de nuvens e sub‐nuvens. (FONTE: adaptada Stull, 1988). Na camada de mistura a turbulência geralmente comporta‐se convectivamente, devido ao aquecimento em superfície, que ascende o ar em 13
2. Considerações Teóricas
superfície, e ao resfriamento do ar no topo da camada de nuvens, que cria termas descendentes de ar frio. Ambos podem ocorrer simultaneamente ou em separado, mesmo quando os movimentos convectivos são dominantes ocorre um cisalhamento do vento devido a presença da superfície, que contribui para a geração de turbulência. Em dias sem a presença de nuvens o desenvolvimento da camada de mistura está intimamente associado ao aquecimento solar, iniciando o seu crescimento aproximadamente meia hora depois do nascer do sol, caracterizada por muita mistura de calor, umidade e momento em movimentos verticais que homogeneízam estas propriedades. Outra característica da camada de mistura é o comportamento em “looping” dos poluentes lançados na atmosfera (figura 4) que ficam presos nesta camada. A zona de entranhamento localizada acima da camada de mistura (figura 3) funciona como uma barreira para as termas concectivas, encerrando o domínio da turbulência e trapeando os poluentes quando presentes na camada de mistura. Figura 4. Esquema das termas na camada de mistura, sendo zi a altura média da camada limite. Plumas de fumaça ondulam na camada de mistura até se distribuírem uniformemente. (FONTE: adaptada Stull, 1988). 14
2. Considerações Teóricas
A camada residual é formada aproximadamente meia hora antes do por do Sol, quando cessam a formação das termas e decai a turbulência. Esta camada não tem contato direto com a superfície, crescendo junto com a camada estável (figura 3), e por isso não é afetada pelos transportes turbulentos originados em superfície, portanto não se incluem na definição de camada limite. Em condições de ausência de advecção os poluentes quando liberados nesta camada tendem a continuar uma dispersão homogênia tanto na vertical como na horizontal (figura 5), isso porque a turbulência na camada residual é neutra, isto é possui intensidades iguais para todas as direções. Durante o período noturno, a porção mais superficial da camada residual é transformada em camada estável pelo contato com a superfície. Esta é caracterizada por ser estável, com turbulência fraca e esporádica. Próximo a superfície os ventos são calmos durante a noite, mas em alturas um pouco maiores (200 m) são encontrados ventos mais intensos (10 a 30 m.s‐1) chamados de jato noturno. A estabilidade tende a suprimir a turbulência, porém o desenvolvimento do jato noturno tende a gerá‐la, resultando em pequenas manifestações de turbulência. Poluentes nessa camada tem pouca dispersão vertical, eles tendem a se dissipar na horizontal com a presença de algumas meandros (figura 5). Esses movimentos ondulatórios estão presentes quando há uma forte estabilidade, onde não só proporcionam o ambiente para presença de ondas de gravidade, mas também funcionam como um trapeador dessas ondas próximas a superfície. Esta camada também pode ocorrer durante o período de 15
2. Considerações Teóricas
insolação em situações que a superfície esteja em menor temperatura do que o ar adjacente. Figura 5. A estabilidade decai com a altura na camada noturna, as emissões na camada estável proporcionam uma dispersão principalmente horizontal com poucas variações ondulatórias. Emissões na camada residual dispersam em taxas iguais na horizontal e vertical, fazendo a pluma obter um formato de cone (FONTE: adaptada Stull, 1988). Os estudos de interação entre o oceano e a base atmosfera é baseada na transferência de energia entre esses dois sistemas. A energia da atmosfera é transferida para a capa superficial dos oceanos através do vento na forma de momento induzindo as correntes em superfície. Em troca o oceano libera energia para a atmosfera na forma de calor latente e sensível, que afetam a circulação atmosférica, o tempo e o clima. O fluxo de calor latente é devolvido para a atmosfera nos processos onde ocorrem mudanças do estado da água, através da condensação e da chuva, o calor sensível volta para a atmosfera nas situações onde ocorre gradientes de temperatura (Rogers, 1995). 16
2. Considerações Teóricas
O escoamento na atmosfera pode ser dividido em três categorias, vento médio, turbulência e ondas, podendo cada um existir na ausência ou na presença dos outros. Na camada limite eles são responsáveis pelo transporte de umidade, calor, momento e poluentes e são dominados no transporte horizontal pelo vento médio e na vertical pela turbulência. O vento médio é responsável pelo rápido transporte horizontal, ou advecção. São da ordem de 2 a 10 m.s‐1 , diminuindo próximo a superfície devido ao atrito. Os ventos médios verticais são muito menores, geralmente na ordem de alguns milímetros a centímetros por segundo. As ondas, que são encontradas principalmente durante o período noturno, não são eficientes no transporte das propriedades como umidade, calor ou poluentes. Apenas são efetivas no transporte de momento e energia, são geradas pelo cisalhamento do vento médio local, e pelo escoamento médio sobre obstáculos. Uma das principais características que diferencia a camada limite das outras regiões da atmosfera é a presença da turbulência, que pode ser visualizada como sendo o movimento em giros irregulares chamados de turbilhões. Os turbilhões de diferentes dimensões estão combinados formando um espectro de turbulência. O aquecimento solar, por exemplo, gera as termas de ar quente ascendente, estas termas são apenas grandes turbilhões, e o cisalhamento de vento com a superfície marinha também gera turbulência, os maiores turbilhões estão na escala da próprio tamanho da camada limite de 100 17
2. Considerações Teóricas
a 3000 m de diâmetro, os menores alimentam os maiores e são muito fracos devido aos efeitos de dissipação da viscosidade molecular (Stull, 1988). A turbulência é em muitas ordens de magnitude mais eficiente em transportar propriedades que a difusividade molecular, é a turbulência que faz a camada limite responder rapidamente as forças da superfície e a falta da turbulência na atmosfera livre faz com que nessa região não haja resposta na mesma intensidade com as interações em superfície (Tennekes e Lumley, 1972). Pela dificuldade em definir um escoamento turbulento, é interessante identificar algumas características deste fluxo como: a irregularidade, todos os fluxos turbulentos são aleatórios o que pode permite uma analise através de métodos estatísticos. A difusividade da turbulência que permite uma maior velocidade na mistura das propriedades e um aumento nas taxas de momento, calor e transferência de massa. A turbulência origina‐se na instabilidade no fluxo laminar quando o número de Reynolds se torna muito grande, essa instabilidade está relacionada com a interação dos termos viscosos e termos inerciais não‐lineares da equação do movimento. Flutuações da vorticidade ocorre em três dimensões a rotação da turbulência além de aleatória é caracterizada por uma alta flutuação da vorticidade. Fluxos que são basicamente de duas dimensões, como os ciclones, não são fluxos turbulentos propriamente ditos, mesmo que suas características sejam influenciadas pela turbulência de pequena escala. Fluxos turbulentos são sempre dissipativos, necessitando de um contínuo suprimento de energia para compensar as perdas 18
2. Considerações Teóricas
viscosas, se não a turbulência decai rapidamente. A turbulência é um fenômeno contínuo, governada pelas equações da mecânica de fluídos, mesmo as menores escalas ainda são maiores que a escalas dos processos moleculares. A turbulência não é uma característica do fluído e sim do escoamento desse fluído (Tennekes e Lumley, 1972). 2.2
Estabilidade Atmosférica A estabilidade atmosférica é um conceito importante para se determinar o comportamento da atmosfera. Ela está relacionada com as características do terreno com os perfis verticais de temperatura que modificam as velocidades do vento em superfície e conseqüentemente o comportamento dos poluentes atmosféricos. As classes de estabilidade definidas por Pasquill (Seinfield, 1983) estão representadas na tabela 1. Sem a utilização de dados de turbulência é possível utilizar o sistema de classificação de Pasquill‐Gifford para a classificação das classes de estabilidade (Seinfield, 1983). Este sistema sugere que as classes de estabilidade podem ser obtidas a partir dos dados de superfície através da tabela 2, ela associa variáveis atmosféricas, como velocidade do vento em superfície, insolação e a proporção coberta por nuvens (≥4/8 ou ≤3/8) com seis classes de estabilidade. A estabilidade atmosférica é classificada como: 19
2. Considerações Teóricas
Neutra quando o movimento vertical é nulo e não ocorrem forças em nenhuma das direções. Instável quando a temperatura vertical diminui mais rapidamente com o aumento da altitude, acentuando os movimento verticais e a dispersão dos poluentes. Estável quando a temperatura não diminui rapidamente com o aumento da altitude, limitando os movimentos verticais. Nos casos de extrema estabilidade ocorre uma inversão de temperatura que impede os movimento verticais e a dispersão de poluentes. Tabela 1. Classes de estabilidade. Classes Condição Atmosférica A – 1 Extremamente instável B – 2 Moderadamente instável
C – 3 Fracamente instável D – 4 Neutra E – 5 Fracamente estável F ‐ 6 Moderadamente estável Tabela 2. Sistema de Classificação de Pasquill‐Gifford. Noite Nublado Velocidade do vento em superfície (m.s‐1) Forte Moderado Fraco < 2 2 – 3 3 – 5 5 – 6 > 6 A A – B B C C A – B B B – C C – D D < 2 2 – 3 3 – 5 5 – 6 > 6 Dia Radiação Solar ≥ 4/8 Nuvens Baixas A A – B B C C ≤ 3/8 Nuvens A – B B B – C C – D D 20
2. Considerações Teóricas
2.3
Balanço de Radiação Quase metade da radiação eletromagnética que chega na terra é absorvida pelos oceanos e os continentes, onde ficam temporalmente estocados, e apenas 20% da energia disponível dos oceanos é absorvida pela atmosfera (Stewart, 2002). Da energia estocada nos oceanos parte é transferida para a atmosfera principalmente por evaporação e por radiação em infravermelho. O restante é transportado pelas correntes oceânicas para outras regiões como para as altas latitudes para o balanço térmico dos oceanos. Por essa e outras razões o estoque de energia nos oceanos é um regulador do clima na Terra tanto a curto como a longo prazo. A turbulência sozinha não é capaz de transportar calor, momento ou umidade através da interface do oceano e da atmosfera, para isso deve ser associado o efeito molecular. O transporte molecular das propriedades como calor, a difusão molecular de componentes traços e a viscosidade molecular na transferência de momento são as causas do transporte entre a superfície e os primeiros milímetros da atmosfera. Uma vez na atmosfera, a turbulência atua transportando as propriedades para as maiores altitudes da atmosfera. Por isso é conveniente trabalhar com um fluxo turbulento efetivo, que é o somatório dos fluxos moleculares e turbulentos. Exatamente sob a superfície não existe o fluxo turbulento, o fluxo efetivo tem magnitude igual ao do fluxo molecular, e um pouco acima deste o fluxo molecular é muito menor que o fluxo turbulento 21
2. Considerações Teóricas
podendo ser negligenciado. Esta pequena camada onde os processos moleculares dominam é chamada de micro‐camada e o transporte de calor pode ser descrita na equação 1 Q H = −ν θ
∂T
(1) ∂z
onde ν θ é a difusividade térmica molecular (2.10‐5 m2s‐1 para o ar). Mudanças do estoque de calor na superfície dos oceanos resultam em mudanças no balanço local de calor na interface oceano‐atmosfera, essas transferências são conhecidas como fluxos de calor. E o conjunto dos fluxos de calor do oceano para a atmosfera é chamado de balanço térmico, que é calculado pelas diferenças entre as quantidades de energia ganha e perdida representadas na figura 6 e pela equação 2. Mas para estudos em geral o balanço térmico é tratado para uma camada de espessura infinitesimal, onde não ocorrem estoques de energia pois não há nenhuma massa, expressada na equação 3. Figura 6. Balanço de energia na superfície. (a) para uma porção de espessura finita (b) para uma camada de espessura infinitesimal. − Q S é a radiação líquida, Q H é *
o fluxo de calor sensível, Q E é fluxo de calor latente, − QG é o fluxo turbulento para o oceano, e ∆Q S é o estoque. (FONTE: adapatada Stull, 1988). 22
2. Considerações Teóricas
− QS* = Q H + Q E − QG + ∆QS (2) − QS* = Q H + Q E − QG (3) onde, − QS* = radiação líquida em superfície; QH = fluxo de calor sensível; Q E = fluxo de calor latente; − QG = fluxo turbulento para o oceano; ∆QS = estoque de energia interna no sistema, é positivo quando ocorre aquecimento ou para os estoques químicos da fotossíntese. O fluxo de calor latente de evaporação (fórmula 4) é a troca de calor entre o oceano e a atmosfera ocasionada pelas trocas de vapor de água, nos processos de evaporação e de precipitação. Ela depende das diferenças de pressão parcial de vapor entre a atmosfera e a camada infinitesimal logo acima da superfície do mar e que possui a mesma temperatura da água do mar. ( )
Q E = ρ ar ⋅ Lν ⋅ w' q ' S (4) Onde Lν é o calor latente da evaporação da água que é aproximadamente 2,45.106 J.kg‐1 para uma temperatura de 20°C, ρ ar é a densidade do ar, w' q' é o fluxo vertical cinemático turbulento de calor latente e o índice “s” é referente a valores próximos a superfície geralmente entre 2 a 10 m acima da superfície.
23
2. Considerações Teóricas
O fluxo de calor sensível representa a troca de calor que ocorre entre os dois meios em função dos gradientes de temperatura que estão representados na equação 5. ( )
QH = ρ ar ⋅ C p ⋅ w'θ ' S (5) Onde w' θ ' é o fluxo vertical cinemático turbulento de calor sensível e C p é o calor específico do ar de 1,004 J.kg‐1K‐1. 2.4
Fluxos Turbulentos As parametrizações dos fluxos turbulentos na interface oceano‐atmosfera são feitas a partir da teoria da similaridade de Monin‐Obukhov (equação 6), descritas no trabalho de Fairall et al. (1996) que relaciona as escalas dos valores superficiais dos fluxos e os perfis médios das variáveis. Os fluxos turbulentos são baseados na correlação da parte turbulenta do vento na vertical, w’, e as flutuações dos constituintes atmosféricos: vento na horizontal u’, temperatura θ ' , umidade q’ ou qualquer outra variável como poluentes. x* = −
w' x'
(6) u*
De acordo com a teoria da similaridade qualquer propriedade do sistema forçada pela turbulência pode ser representada por parâmetros dimensionais em função de uma variável ς , como mostra a equação 7 ς=
kgz w' T ' + 0,61T w' q' z
⋅
= (7) T
L
u *3
24
2. Considerações Teóricas
onde k é a constante de von Karman e é igual 0,4, g é a aceleração da gravidade, z é altura acima do nível do mar e L é o comprimento de estabilidade de Monin‐
Obukhov. Pode‐se aplicar esta formulação para o gradiente vertical de uma propriedade atmosférica, representada pela equação 8. w' x'
∂X x*
φ x (ς ) (8) = φ x (ς ) = −
u* kz
∂z kz
Neste caso φ x representa o gradiente em função de z
, e a equação 8 L
pode ser integrada para toda a altura, na equação 9 X (z ) − X 0 = −
w' x' ⎡ ⎛ z
⎢log⎜
ku * ⎢⎣ ⎜⎝ z 0 x
⎤
⎞
⎟⎟ − ψ x (ς ) + ψ x (ς 0 )⎥ (9) ⎥⎦
⎠
onde X0 são os valores de x para a superfície realizadas em uma altura z0x e ψ é forma integrada de φ . Os termos descrevem os perfis em função dos efeitos de densidade e de transporte turbulento. Esta expressão somente representa os perfis dominados por transporte turbulento, nos primeiro milímetros da superfície, onde dominam os processos moleculares, esta equação não é válida. Para os transportes turbulentos ψ (ς 0 ) é negligenciado, podendo ser reescrita de uma maneira mais simples como: w' x' = C x S ( z ) ⋅ [X 0 − X ( z )] (10) Onde S é a velocidade do vento e pode ser decomposta para as componentes u e v. 25
2. Considerações Teóricas
A variável X pode representar valores de U, V, θ , q e outros componentes da interface. Na equação 11 Cx representa os coeficientes de transferência Bulk e variam tanto para a altura quanto para a estabilidade, no caso de Cx=u é usualmente chamado de coeficiente de arrasto (Cd) e na equação 12 e 13 são utilizadas para a altura de 10 metros. Cx =
k
k
⋅
(11) ⎛ z ⎞
⎛ z ⎞
⎟⎟ − ψ x (ς )
log⎜⎜ ⎟⎟ − ψ (ς ) log⎜⎜
⎝ z0 ⎠
⎝ z0x ⎠
C d 10 n =
k
k
(12) ⋅
⎛ 10 ⎞
⎛ 10 ⎞
log⎜⎜ ⎟⎟ log⎜⎜ ⎟⎟
⎝ z0 ⎠
⎝ z0 ⎠
C h10 n =
k
k
⋅
⎛ 10 ⎞
⎛ 10
log⎜⎜ ⎟⎟ log⎜⎜
⎝ z0 ⎠
⎝ z 0T
⎞
⎟⎟
⎠
(13) 2.5 Dispersão de Poluentes As emissões de poluentes na atmosfera podem ser divididas em dois tipos básicos, as liberações descontínuas chamadas de puff e as liberações contínuas chamadas de plumas. As plumas são tratadas como seqüências de puffs liberadas em pequenos espaços de tempo e a mistura de um puff ou uma pluma de poluentes na atmosfera é conhecida como dispersão. Modelos de Dispersão de poluentes são descrições matemáticas dos processos de difusão turbulenta que ocorrem na atmosfera. A concentração medida em um receptor é em função das condições meteorológicas e da relação espacial entre a fonte e o receptor. 26
2. Considerações Teóricas
A utilização de um determinado tipo de modelo depende da complexidade da qual pretende‐se representar. Os modelos gaussianos são empregados na estimativa de impacto de poluentes não reativos, os numéricos para os reativos e os estatísticos são recomendados para situações onde os processos químicos e físicos são incompletos (Kerr, 1983). Para dar início aos modelos de dispersão, além dos dados meteorológicos outros dados de entrada são importantes como: a temperatura e a velocidade de saída dos gases, a altura da fonte e a topografia. O modelo de pluma gaussiana considera que a dispersão de uma pluma liberada pontualmente comporta‐se de tal modo que a concentração dos componentes em função da posição à fonte tem um comportamento gaussiano. Este método pode ser aplicado nas situações onde às velocidades do vento horizontal e vertical apresentam uma distribuição Gaussiana ou Normal em um determinado espaço de tempo. 27
3.
Metodologia Os dados da bóia de fundeio ARGOS‐32056 (figura 7), foram disponibilizados pelo Programa Nacional de Bóias (PNBOIA) que faz parte da contribuição brasileira para o Global Ocean Observation System (GOOS). A bóia está localizada a 190 km da costa de Rio Grande na latitude de 32°54’S e longitude de 50°48’W (figura 8). Posicionada aproximadamente na altura da desembocadura da Lagoa dos Patos e da porção externa da plataforma coletando dados de mar aberto, mas com importantes características costeiras, dada a grande influencia da pluma da lagoa. Figura 8. Bóia ARGOS‐32056. Figura 9. Localização da bóia. São realizadas medidas de temperatura do ar e temperatura do mar (°C), umidade relativa (%), velocidade do vento (m.s‐1) e direção do vento (graus) em dois níveis, pressão atmosférica (hPa) e insolação (W.m‐2). Também são coletados os dados de altura significativa e período significativo de onda que 28
3. Metodologia
não foram utilizados neste trabalho. Os dados possuem freqüência horária em universal time code (UTC) e foram transformadas para o horário local. Bóias de fundeio tem incidência de erros muito alta, além dos erros dos próprios sensores as manutenções são realizadas em cruzeiros anuais e as falhas e ausência de dados são na ordem de meses. Para evitar tais problemas os dados devem passar por um rigoroso controle de qualidade descrito por Reboita e Krusche (2001). Foi selecionado o período de 25 de maio de 2001 à 24 de maio de 2002 que representam 8761 dados. Foram feitas séries temporais para todo o período, assim como calculados os respectivos parâmetros estatísticos como média e desvio padrão, para a análise do comportamento das variáveis e comparação com as normais climatológicas provisórias para Rio Grande (Reboita e Krusche, 2001). Foram feitas médias mensais e diárias das variáveis para análise do comportamento durante esse ano e também sua evolução diária, que responde aos padrões de variação da camada limite. Os sensores de velocidade do vento da bóia são do tipo RM Young, e estão localizados na altura de 3.95 e 4.95 m acima do nível da água. O sensor de pressão atmosférica ao nível do mar é o barômetro AIR‐SB‐2A. A resolução e a precisão de alguns sensores estão apresentadas na tabela 3, junto com os limites utilizados no tratamento de qualidade dos dados. Tabela 3. Intervalo do controle de qualidade, resolução e precisão dos sensores da bóia. Variável Intervalo Resolução
Velocidade do Vento (m/s) 0 25 0.1 Direção do vento (graus) 0 360 1 Precisão 1 3 29
Temperatura (ºC) 0 40 Umidade Relativa (%) 0 100 Pressão Atmosférica (hPa) 980 1040
0.1 0.1 0.01 ±1 ±5 ±0.5 Fonte: Krusche e Ferreira. Foram calculados os limites climatológicos, pra os quais são criados intervalos com níveis de significância de 0.005 (1%) e 0.0005 (0.1%) que correspondem às equações 14 e 15 respectivamente. Sendo que X é a média da série temporal e σ é o seu desvio padrão e z1 e z2 correspondem aos valores de 2.58 e 3.27 relativos aos níveis de significância de 1% e 0.1% respectivamente. x1 min = X − σ z1
x1 max = X + σ z1
(14) x 2 min = X − σ z 2
x 2 max = X + σ z 2
(15) Para a realização dos cálculos foi utilizado o programa MATLAB® e para o cálculo dos fluxos turbulentos foi utilizado o aplicativo air_sea toolbox desenvolvido por Fairall, Bradley e Rogers (1996) e modificado por Bob Beardlsley e Rick Pawlowicz. 3.1 Modelo de Dispersão Para o trabalho serão utilizados os resultados obtidos pelo trabalho realizado por Lages (2003), onde foi caracterizado o padrão de ventos da região com os dados da bóia ARGOS e da estação meteorológica da Fundação Universidade Federal do Rio Grande. Essa caracterização permitiu a geração de um banco de dados para a inicialização do modelo de dispersão de óleo na água Automated Data Inquiry for Oil Spills, o ADIOS2, que é disponibilizado pela 30
National Oceanic and Atmospheric Administration (NOAA). Este modelo é ideal para a elaboração de planos de contingência pois aliam variáveis ambientais de tempo real com as propriedades físicas e químicas do petróleo. Neste trabalho foram descritas duas situações chamadas de cenários de verão e de inverno, baseadas nos extremos de temperatura de superfície do mar de 16° e 24°C respectivamente. Para cada cenário foi utilizado três intensidades diferentes de velocidade do vento, 5 m.s‐1, 10 m.s‐1 e 24 m.s‐1. Foi simulado um derrame de 1500 toneladas de petróleo e as suas características são disponibilizadas no próprio banco de dados do modelo. A forma utilizada para classificar a densidade de um tipo de óleo são nas unidades de API. Esta unidade está relacionada com a gravidade específica, gesp, de um líquido pela equação 16, sendo que a gravidade específica é a relação da densidade de um líquido com a densidade de água. De acordo com a densidade dos óleos utilizados na região foi utilizado o API de 33,5. Os resultados dos cenários do modelo mostram o balanço de massa do óleo em função da evaporação, da dispersão e da emulsificação e as variações das propriedades do óleo como densidade, viscosidade, conteúdo de água em óleo e concentrações de benzeno liberadas em função do tempo G esp =
141,5
(16) 131,5 + API
onde gesp é a gravidade específica do óleo e API é a densidade em graus API. 31
O modelo de dispersão utilizado no trabalho é o ISCST3, Industrial Source Complex – Short Term, desenvolvido pela U. S. Environmental Protection Agency. Este é um modelo de dispersão de poluentes atmosféricos do tipo pluma Gaussiana que pode ser utilizado para cálculos de concentração e/ou deposição de poluentes. As simulações utilizadas pelo ISCST3 foram (Tutorial ISCST3): •
Fontes do tipo área circular, com raio de 10 metros; •
Fator de emissão de uma fonte simples foram tratadas como constantes. •
Utilizados dados meteorológicos propostos no trabalho de Lages (2003) com as direções do vento médio do período. •
Pontos receptores discretos em forma de grade em um sistema de coordenadas cartesianas. O modelo de pluma Gaussiana do ISCST3 considera KXX=KYY=KZZ independentes de x, y e z, isto é considera a dispersão isotrópica. Para uma fonte de área o modelo baseia‐se na integração numérica da equação 17 sobre uma área nas direções horizontais e verticais para uma fonte gaussiana (equação 18), que representa a concentração horária de uma pluma Gaussiana nas distâncias X e Y, em metros. ⎡
⎛ Y
QKVD
exp ⎢− 0,5 ⋅ ⎜⎜
X =
2π ⋅ u S σ Y σ Z
⎢⎣
⎝σY
⎛
⎡
⎛
QA K
VD ⎜
⎢− 0,5 ⋅ ⎜ Y
X =
exp
∫
∫
⎜
⎜σ
2π ⋅ u S x σ yσ z ⎜ y
⎢
⎝ y
⎣
⎝
⎞
⎟⎟
⎠
⎞
⎟
⎟
⎠
2
2
⎤
⎥ (17) ⎥⎦
⎤ ⎞
⎥ dy ⎟dx (18) ⎥ ⎟⎟
⎦ ⎠
32
onde, Q = taxa de emissão do poluente (g.s‐1); QA= taxa de emissão do poluente por unidade de área (g.m‐2s‐1); K = coeficiente para converter as concentrações nas unidades desejadas (valor de 1.106 para valores em g.s‐1); V = termo vertical; D = termo de decaimento; σ y e σ z = desvio padrão das distribuições de concentração lateral e vertical (m), parâmetros de dispersão; us = velocidade média do vento (m.s‐1). Os dados utilizados para dar entrada ao programa não incluíram modificações devido ao termo vertical, V, e ao termo de decaimento, D, pois não são consideradas elevações do terreno tanto para a fonte quanto para os receptores e não foram avaliados os decaimentos do composto devido a reações na atmosfera. Para que o modelo funcione adequadamente é necessário os receptores se localizem no mínimo a uma distância de um metro da área fonte. Foi utilizada uma fonte circular de raio igual a 10 metros centrada nas coordenadas 180 para x e 1400 para y, e a grade receptora tem dimensões de 360x2340 metros. A Camada de Mistura Atmosférica sobre o oceano pode variar de 400 a 1000 metros de altura e para iniciar o modelo foi utilizada a altura de 500 metros. A temperatura da fonte emissora utilizada, a mancha de óleo, é aproximadamente a mesma da temperatura da água (Lages, 2003) e foi de 16°C nos cenários de inverno e de 24°C para os cenários de verão. O tempo 33
de rodada foi baseado no tempo onde foi encontrada a estabilização do balanço de massa para a mancha de óleo. Para os cenários de inverno foram realizadas médias diárias das direções do vento em ângulos trigonométricos para os meses de junho, julho e agosto.
No primeiro caso rodado foi utilizado o cenário de inverno (t=16°C) para velocidades de vento de 5 m.s‐1, no trabalho de Lages (2003) foi encontrado que 28% do óleo havia evaporado nas primeiras 10 horas, e a taxa de emissão utilizada foi de 7,7 g.s‐1.m‐2. No segundo caso também para o cenário de inverno, foi utilizada velocidades do vento de 10 m.s‐1 e que 26% do óleo havia evaporado em 8 horas, a taxa de emissão foi de 9,02 g.s‐1.m‐2. No terceiro caso para o cenário de inverno a velocidade do vento era de 24 m.s‐1 e 11% do óleo evaporou em uma hora, tempo de estabilização do modelo hidrodinâmico. A taxa de emissão foi de 30,5 g.s‐1.m‐2. Para os cenários de verão foram realizadas médias diárias de direção do vento para os meses de dezembro, janeiro e fevereiro. O quarto caso foi para o cenário de verão (t=24°C) e velocidade do vento de 5 m.s‐1, em 12 horas 36% do óleo havia evaporado , a taxa de emissão foi de 8,33 g.s‐1.m‐2. O quinto caso foi para o cenário verão e velocidades de 10 m.s‐1, em 10 horas 29% do óleo havia evaporado e taxa de emissão foi de 8,05 g.s‐1.m‐2. O sexto caso para o cenário verão foi com velocidades de 24 m.s‐1 e 11% do óleo evaporou em uma hora e a taxa de emissão foi de 30,5 g.s‐1.m‐2. 34
4. Resultados e Discussão As séries temporais para a período de 25 de maio de 2001 à 24 de maio de 2002 são apresentadas na figura 9, para as variáveis de temperatura do ar e de superfície do mar, de pressão atmosférica, de radiação líquida, de umidade relativa e velocidade do vento zonal e meridional. Figura 9. Gráfico com as série temporal para todo o período selecionado. a)Temperatura do ar (°C) b)Temperatura da superfície da água (°C) c)Pressão atmosférica (hPa) d)Radiação Liquida (W.m‐1) e)Umidade Relativa (%) f)Velocidade do vento zonal (m.s‐1) g) velocidade do vento meridional (m.s‐1). As médias de todo o período e os seus respectivos desvios padrões estão representados na tabela 4, junto com as normais climatológicas para a cidade de Rio Grande (Reboita e Krusche, 2001). Apenas não foram comparados os dados 35
4. Resultados e Discussão
de radiação liquida, pois para as normais são calculadas em total de horas de insolação e na bóia em W.m‐2 e também o dado de temperatura da superfície do mar. Foram encontrados dados bastante similares para as variáveis de pressão atmosférica 1015.1 ± 0.06 hPa e velocidade do vento meridional ‐0.02 ± 0.057 m.s‐1. As que apresentaram pequenas diferenças são as variáveis de temperatura 19.8 ± 0.03 °C com um grau de diferença e para variável de umidade relativa de 76.7 ± 0.14 % que está 9% menor que a normal. Tabela 4. Comparação das médias e desvios padrões com as normais climatológicas provisórias para Rio Grande. Variáveis Série Normais Temperatura °C 19.8± 0.03 18.09 ± 0.08 TSM °C 20.0 ± 0.03 Pressão Atmosférica hPa 1015.1 ± 0.06 1015.0 ± 0.10 Insolação W.m‐2 114.51 ± 1.26
Umidade Relativa % 76.7 ± 0.14 84.26 ± 0.12 1 Velocidade zonal m.s‐
0.02 ± 0.056 ‐0.84 ± 0.04 1 Velocidade meridional m.s‐ ‐0.02 ± 0.057 ‐0.02 ± 0.04 Os limites climatológicos estão representados na tabela 5. Espera‐se que os dados na série não ultrapasse esses limites. Portanto o limite de [x1min , x1max] é o intervalo que 99% das medidas devem se encontrar, enquanto que 99.9% das medidas devem estar compreendidas entre [x2min , x2max]. Quase todas as variáveis foram encontradas dentro dos limites climatológicos apenas 0.36% dos dados de temperatura do ar se encontraram fora de limite climatológico 2 e também a pressão atmosférica encontrou 0.11% dos dados fora deste limite. 36
4. Resultados e Discussão
Tabela 5. Limite Climatológico para as variáveis. X1 representa o intervalo de 99% e X2 o intervalo de 99,9%. Variáveis x1min x1max x2min x2max Temperatura (°C) 19.7 19.8 19.9 19.9 TSM (°C) 19.9 20.1 19.9 20.1 Pressão Atmosférica (hPa) 1014.9 1015.2 1014.8 1015.3 ‐2
Insolação (W.m ) 111.2 117.7 110.4 118.6 Umidade Relativa (%) 76.3 77.0 76.2 77.1 1
Velocidade zonal (m.s‐ ) ‐0.1 0.2 ‐0.2 0.2 Velocidade meridional (m.s‐1) ‐0.2 0.1 ‐0.2 0.2 As médias diárias das variáveis para todo o período que está representado na figura 10. A temperatura do ar e de superfície do mar apresentam aproximadamente durante as 15h os maiores valores e os menores aproximadamente durante as 4h. No gráfico de pressão é encontrados dois picos o maio aproximadamente às 10h e o menor às 22h, eles estão associados à maré atmosférica que assim como nos oceanos possuem duas componentes diárias. O gráfico de radiação liquida apresenta o maior valor às 10h e o de umidade relativa tem dois picos com os maiores valores o maior durante as primeiras horas do dia e o menor às 19h relacionados com a queda de temperatura do ciclo diário e a umidade relativa acompanha inversamente os valores de temperatura. 37
4. Resultados e Discussão
Figura 10. Gráficos com a variação da média diária a)Temperatura do ar (°C) b)Temperatura da superfície da água (°C) c)Pressão atmosférica (hPa) d)Insolação (W.m‐1) e)Umidade Relativa (%) f)Intensidade da velocidade do vento (m.s‐1). Os valores para as médias mensais do período representadas na figura 11 e foram comparadas com os valores das normais climatológicas. Os valores de temperatura apresentam‐se com características parecidas com as normais, apenas apresentando um valor alto em março e em agosto uma pequena elevação da temperatura, mas ela volta a cair em setembro. A temperatura da superfície do mar também acompanha a evolução da temperatura ao longo do ano, mas apresenta uma menor amplitude dos valores, logo que a água tem características de conservação de calor, que são importantes para os fluxos de calor. Os valores de pressão atmosférica apresentam duas quedas em relação a normal uma em março e outra durante julho. A radiação liquida tem o seu maior valor em fevereiro e o menor em junho e a umidade relativa apresenta 38
4. Resultados e Discussão
um valor muito baixo em abril, que pode estar relacionado com a temperatura elevada em março. As componentes do vento zonal estão dispostas como o esperado, com ventos com a componente oeste durante todo o período do inverno. A componente meridional apresenta valores muito negativos em abril que representam os ventos de norte durante o fim do verão, e em junho os valores voltam a ser positivos que podem representar o aumento de ventos com a componente vindo de sul no início do inverno, mas eles voltam a ser negativos. Figura 11. Gráficos com a variação da média mensal a)Temperatura do ar (°C) b)Temperatura da superfície da água (°C) c)Pressão atmosférica (hPa) d)Insolação (W.m‐1) e)Umidade Relativa (%) f)Velocidade do vento zonal e meridional (m.s‐1). 39
4. Resultados e Discussão
4.1 Fluxos Turbulentos Na figura 12 estão os fluxos turbulentos da série temporal por dias do ano que para o dia inicial 25/5/2001 é igual a 145 e termina em 24/5/2002 referente a 510. A figura 12a é referente ao fluxo de calor sensível, nela está representada uma linha de valor igual a três vezes o desvio padrão acima da média que é de 2,99 W.m‐2, que separa os períodos que apresentam os casos extremos para os fluxos de calor sensível. Na figura 12b está o fluxo de calor latente que é sempre positivo e possui média igual a 94,72 W.m‐2. E a figura 12c representa o fluxo de momento que é negativo, já que a atmosfera está perdendo energia do vento para o oceano, e possui média de 0,1 N.m‐2. Figura 12. Fluxos turbulentos a)fluxo turbulento de calor sensível (W.m‐2) b)Fluxo turbulento de calor latente (W.m‐2) c)Fluxo de Momento (N.m‐2). 40
4. Resultados e Discussão
Também foram calculadas as distribuições de freqüência para os fluxos turbulentos e estão representadas pela porcentagem que se distribuem em cada freqüência. A figura 13 é a freqüência percentual do fluxo de calor sensível e apresenta uma distribuição assimétrica positiva, que explica a necessidade de utilizar três desvios padrões para separar os fluxos mais intensos. Figura 13. Freqüência percentual do fluxo de calor sensível. A figura 14 é a freqüência percentual do fluxo de calor latente e apresenta uma distribuição quase que exponencial e com assimetria positiva. E a figura 15 apresenta a freqüência percentual do fluxo de momento que também é uma distribuição exponencial, mas com assimetria negativa. 41
4. Resultados e Discussão
Figura 14. Freqüência percentual do fluxo de calor latente. Figura 15. Freqüência percentual do fluxo de momento. A figura 16 representa a variação diária dos valores de fluxo turbulento de calor sensível, de calor latente e de momento. No primeiro gráfico os valores de calor sensível se comportam sobre o oceano um pouco diferente do que sobre o continente. Os valores começam a crescer a partir das 10 horas, durante 42
4. Resultados e Discussão
as primeiras horas do dia (das 5 às 7 horas) ocorre uma queda nos valores devido a diminuição da transferência de calor. Isto pode estar ocorrendo porque logo após o nascer do Sol a camada superficial do oceano está se aquecendo diminuindo o gradiente de temperatura com a atmosfera, que está mais quente, e também porque uma parte do calor é perdida para as camadas mais profundas do oceano. O valor máximo ocorre durante às 17 horas e depois disso vai decaindo gradualmente. No segundo gráfico os valores de fluxo de calor latente começam a crescer após às 8 horas atingindo o seu máximo as 16 horas e seu mínimo às 3 horas. O terceiro gráfico de fluxo de momento apresenta‐se com mais variações com dois picos de valores máximos às 2 e o maior 11 horas e o valor mínimo às 18 horas. Figura 16. Variação diária dos fluxos turbulentos de calor sensível (W.m‐2) de calor latente (W.m‐2) e de momento (N.m‐2). 43
4. Resultados e Discussão
4.2
Modelo de Dispersão Os períodos onde foram encontrados altos valores para fluxo de calor sensível (mostrado pela figura 12) foram selecionados para uma análise do comportamento dos poluentes na atmosfera. Altos valores de calor sensível indicam alta turbulência térmica e podem propiciar uma alta dispersão desses componentes. Na figura 17 é apresentado os fluxos turbulentos para os dias 17 e 18 de junho de 2001 e na figura 18 dos dias 20 a 23 do mesmo mês. Os fluxos para o período dos dias 15 e 16 de setembro está na figura 20. Para o mês de Abril os fluxos representam os dias 1° e 2 na figura 21 e os dias 22 e 23 pela figura 22. Figura 17. Fluxos turbulentos para os dias 17 e Figura 18. Fluxos turbulentos para os dias 20 a 18 de junho de 2001. 23 de junho de 2001. Figura 19. Fluxos turbulentos para os dias 21 à Figura 20. Fluxos turbulentos para os dias 15 e 44
4. Resultados e Discussão
28 de julho de 2001. 16 de setembro de 2001. Figura 21. Fluxos turbulentos para os dias 1° e Figura 22. Fluxos turbulentos para os dias 20 à 2 de abril de 2002. 22 de abril de 2002. Os resultados obtidos pelo modelo de dispersão atmosférico identificam o valor de concentração dos compostos orgânicos evaporados pela mancha de óleo, de raio 10 metros, ao nível da superfície durante o período de estabilização do balanço de massa da mancha. Os gráficos representam as isolinhas de máxima concentração horária para seis casos distintos em uma grade centrada nas coordenadas (180, 1400) e de dimensões de 360x2340 metros. Tabela 6. Descrição dos casos rodados pelo modelo de dispersão atmosférica. Temperatura Caso 1 Caso 2 Caso 3 Caso 4 Caso 5 Caso 6 16°C 16°C 16°C 24°C 24°C 24°C Velocidade do vento 5 m.s‐1 10 m.s‐1 24 m.s‐1 5 m.s‐1 10 m.s‐1 24 m.s‐1 Taxa de Emissão 7,7 g.s‐1.m‐2 9,02 g.s‐1.m‐2 30,5 g.s‐1.m‐2 8,33 g.s‐1.m‐2 8,05 g.s‐1.m‐2 30,5 g.s‐1.m‐2 Caso 1: para uma taxa de emissão de 7,77 g.s‐1.m‐2, evaporou 28% do óleo nas primeiras 10 horas. Temperatura de 16°C e velocidade do vento de 5 m.s‐1 (figuras 23 a 28). 45
4. Resultados e Discussão
N
N
Figura 23. Concentrações para a hora 2. Figura 24. Concentrações para a hora 3. N
N
Figura 25. Concentrações para a hora 5. Figura 26. Concentrações para a hora 6. N
N
Figura 27. Concentrações para a hora 7. Figura 28. Concentrações para a hora 9. Caso 2: para uma taxa de emissão de 9,02 g.s‐1.m‐2, evaporou 26% do óleo nas primeiras 8 horas. Temperatura de 16°C e velocidade do vento de 10 m.s‐1 (figuras 29 a 34). 46
4. Resultados e Discussão
N
N
Figura 29. Concentrações para a hora 2. Figura 30. Concentrações para a hora 3. N
N
Figura 31. Concentrações para a hora 4. Figura 32. Concentrações para a hora 5. N
N
Figura 33. Concentrações para a hora 6. Figura 34. Concentrações para a hora 7. Caso 3: para uma taxa de emissão de 30,5 g.s‐1.m‐2, evaporou 11% do óleo nas primeira hora. Temperatura de 16°C e velocidade do vento de 24 m.s‐1 (figuras 35 e 33). 47
4. Resultados e Discussão
N
N
Figura 35. Concentrações para a hora 2. Figura 36. Concentrações para a hora 3. Caso 4: para uma taxa de emissão de 8,33 g.s‐1.m‐2, evaporou 36% do óleo nas primeiras 12 horas. Temperatura de 24°C e velocidade do vento de 5 m.s‐1 (figuras 37 a 45). N
N
Figura 37. Concentrações para a hora 1. Figura 38. Concentrações para a hora 2. N
N
Figura 39. Concentrações para a hora 4. Figura 40. Concentrações para a hora 5. 48
4. Resultados e Discussão
N
Figura 41. Concentrações para a hora 6. N
N
Figura 42. Concentrações para a hora 8. Figura 43. Concentrações para a hora 9. N
N
Figura 44. Concentrações para a hora 10. Figura 45. Concentrações para a hora 12. Caso 5: para uma taxa de emissão de 8,05 g.s‐1.m‐2, evaporou 29% do óleo nas primeiras 10 horas. Temperatura de 24°C e velocidade do vento de 10 m.s‐1 (figuras 46 a 52). 49
4. Resultados e Discussão
N
N
Figura 46. Concentrações para a hora 1. Figura 47. Concentrações para a hora 2. N
N
Figura 48. Concentrações para a hora 4. Figura 49. Concentrações para a hora 5. N
N
Figura 50. Concentrações para a hora 8. Figura 51. Concentrações para a hora 9. N
Figura 52. Concentrações para a hora 10. 50
4. Resultados e Discussão
Caso 6: para uma taxa de emissão de 30,5 g.s‐1.m‐2, evaporou 11% do óleo na primeira hora. Temperatura de 24°C e velocidade do vento de 24 m.s‐1 (figuras 53 e 54). N
N
Figura 53. Concentrações para a hora 1. Figura 54. Concentrações para a hora 2. No cenário de inverno as taxas de emissão aumentam significativamente conforme o aumento da velocidade do vento, e as concentrações na atmosfera diminuem, pois o vento carrega as partículas que dispersam rapidamente. Analisando os cenários 3 e 6 que possuem as mesmas taxas de emissão de 30,5 g.s‐1.m‐2 é observado que para o inverno encontra‐se nas horas iniciais concentrações maiores do que para o verão. Os períodos dos meses de junho, julho e setembro são os que apresentam característica parecidas com os cenários de inverno com velocidades do vento de 10 m.s‐1 (caso 2 do modelo). As médias de direção do vento para os meses de inverno são principalmente vindos de oeste e por isso tendem a dispersar para o sul da fonte de emissão. As maiores concentrações no caso 2 foram encontradas somente nas primeiras horas e localizadas sobre a fonte, mostrando que para essas taxas de evaporação os componentes são facilmente dispersos. 51
4. Resultados e Discussão
Para os períodos correspondentes aos meses de abril são os que possuem características parecidas com os cenários de verão com velocidade do vento de 10 m.s‐1,(caso 5), é visto também que possui direções médias do vento com componente de noroeste. Nas primeiras horas a dispersão segue na direção sul à fonte, mas a partir da hora 8 ela segue para leste. Comparando‐se com as saídas do caso 2 e 5, é observado que para o verão as concentrações são menores já que a taxa de emissão é menor. 52
5. Conclusões Os dados analisados da bóia são de grande importância em estudos de interação oceano‐atmosfera pois permitem uma alta freqüência de medições as quais são essenciais no estudo de fluxos de calor e de momento. Os dados apresentaram médias totais parecidas com os valores das normais climatológicas, sendo mais afastados os valores de temperatura e de umidade relativa, que no ano de 2001 estiveram 1°C acima da média e que causou uma diminuição da umidade relativa, já que análises na superfície do mar deveriam apresentar valores maiores que os valores coletados em uma estação meteorológica. A série temporal não apresentou muitos valores que ultrapassassem os limites climatológicos e por isso acredita‐se que eles estejam sem erros. Os fluxos de calor sensível possuem uma distribuição assimétrica positiva com média de 2,99 W.m‐2, este fluxo está associado à altura da camada limite marinha e estão identificados os períodos em que os fluxos passaram em três vezes o valor do desvio padrão sobre a média. A freqüência percentual do fluxo de calor latente e apresenta uma distribuição quase que exponencial e sua média é igual a 94,72 W.m‐2 e a freqüência percentual do fluxo de momento também é uma distribuição exponencial, mas com assimetria negativa e possui média de 0,1 N.m‐2. 53
5. Conclusões
A variação diária dos fluxos turbulentos apresentou um comportamento sobre o oceano diferente do comportamento sobre o continente. O fluxo de calor sensível apresentou uma diminuição significativa dos valores nas primeiras horas do dia. Sobre o continente os valores de fluxo de calor crescem conforme a radiação solar apresentando apenas um pico. As variações diárias dos fluxos de calor latente e de momento comportam‐se inversamente, já que o aumento da transferência de energia da atmosfera para a camada superficial do oceano leva a um aumento nas taxas de energia liberadas na atmosfera pela evaporação. Os valores de fluxos de calor sensível e latente encontrados apresentaram‐se bastante altos quando comparando com o trabalho de Castelão (2002) , que fez um estudo sobre os fluxos de calor no Atlântico tropical (entre as latitudes de 15°N e 10°S). Apesar de regiões bastante distintas os dados podem mostrar que a região possui altas transferências energéticas na interface oceano‐atmosfera, já que o aplicativo utilizado para o cálculo dos fluxos foi parametrizado para a região equatorial do Pacífico. Mas é importante ressaltar que esses valores somente tem significado quando avalia‐se o período analisado. As concentrações encontradas pelo modelo ISCST3 foram baixos para todos os casos, mostrando que ocorre uma rápida dispersão atmosférica preferencial para sudeste. Os valores de taxa de emissão da fonte tiveram uma resposta mais significativa do que as diferenças devido a temperatura e de 54
5. Conclusões
velocidade do vento. Apenas não sendo encontrado este padrão para o vento de 24 m.s‐1 que levou as maiores evaporações do óleo. 55
6. Bibliografia ASSIS, F. N., ARRUDA, H. V., PEREIRA, A. R. Aplicações de Estatística à Climatologia‐Teoria e Prática.Universidade Federal de Pelotas, Editora Universitária, 1996. BEARDLSLEY, B. PAWLOWICZ, R. Air‐sea toolbox http://woodshole.er.usgs.gov/operations/sea‐mat/>29/04/2005 BURGER, J. Oil Spills. New Brunswick, N.J. Rutgers Univ. Press. 1997. CAMPELLO, F. D. Estudos de circulação atmosférica sobre o estuário da Lagoa dos Patos (RS, Brasil): Um enfoque para a questão do petróleo. Monografia (Graduação em oceanologia). Fundação Universidade Federal do Rio Grande, Rio Grande. 2002. CASTELÃO, G. P. Um estudo sobre os fluxos de calor na superfície do Atlântico Tropical usando dados do PIRATA. Dissertação de Mestrado em ciências na área de oceanografia física, Instituto Oceanográfico da Universidade de São Paulo. 2002. CLARK, R. B. Marine Polution, Oxford, Edition, 1992. 3rd CUNHA, R. M. P. Estudo do Transporte de Poluentes na Região do Pólo Petroquímico, Localizado em Triunfo – RS. Dissertação de Mestrado em Sensoriamento Remoto na área de Sensoriamento Remoto Aplicado a Recursos naturais e do Meio Ambiente, Universidade Federal do Rio Grande do Sul. 2002. DEMORE, J. P. Aspectos sedimentares do estuário da Lagoa dos Patos e sua interação com a poluição por petróleo: subsídios para um plano de contingência. Monografia (Graduação em oceanologia). Fundação Universidade Federal do Rio Grande, Rio Grande. 2001. DOURADO, M., CANIAUX, G. One‐dimensional modeling of the oceanic boundary layer using PIRATA data at 10⁰S, 10⁰W. Revista Brasileira de Meteorologia, v.19, n.2, p.217‐4, 2004. 56
6. Bibliografia
EPA. Understanding Oil Spills In Freshwater Environments. Office of Emergency and Remedial Response. United States Environmental Protection Agency. Oil Program Center. 1999. FAIRALL, C.W., BRADLEY, E. F., ROGERS, D. P.,EDSON, J. B.,YOUNG, G. S. Bulk parameterization of air‐sea fluxes in TOGA COARE. J. Geophys. Res., 101, 3747‐3767. 1996. GAN, M. A. Ciclogênises e Ciclones sobre a América do Sul. Tese de doutorado, 1992. GORDON, A. L. South Atlatic thermocline ventilation. Deep‐sea Research. 1981.28,1239‐1264. KERR, A. A. F. Sansigolo. Caracterização Física do Aerosol Atmosférico de Cubatão e uma Experiência de Aplicação do Modelo de Dispersão por Pluma Gaussiana. Dissertação de Mestrado, Universidade de São Paulo – SP. Instituto de Física, Departamento de Física do Estado Sólido. 104pp. 1983. KRUSCHE, N., FERREIRA, C. S. Principal component analysis of oceanographic and meteorological data at southwestern Atlantic, Departamento de Geociências, Fundação Universidade Federal do Rio Grande, Rio grande. LAGES, R. S. Padrões de Vento no Extremo Sul: análises do período de 2000 a 2003 aplicação à dispersão de poluentes. Monografia (Graduação em oceanologia). Fundação Universidade Federal do Rio Grande, Rio Grande. 2003. OLSON, D. B., PODESTÁ, G. P., EVANS, R. H., BROWN,O. B. Temporal variations in the separation of Brazil and Malvinas Currents. Deep‐sea Research,vol.35,pp1971‐1990. 1998. PETTERSSEN, S. Introducción a la Meteorología. Espasa – Calpe. Buenos Aires, Argentina. 2ª edição. 347pp. 1951. 57
6. Bibliografia
REBOITA, M. S. Normais Climatológicas Provisórias de Rio Grande, RS, no Período de 1991 à 2000. Monografia (Graduação em geografia). Fundação Universidade Federal do Rio Grande, Rio Grande. 2001. ROGERS, D. P. Air‐sea Interaction: Connecting the Ocean and Atmosphere. Scripps Institution of Oceanography, La Jolla, California. Rev. Geophys. Vol. 33 Suppl. American Geophysical Union, 1995. SEELIGER, U., ODEBRECHT, C., CASTELO, J. P. Os Ecossistemas Costeiro e Marinho do Extremo Sul do Brasil. Rio Grande: Ecoscientia, 1998. SEINFELD, J. H. Atmospheric Chemistry and Physics of Air Pollution. Ed. John Wiley & Sons. New York. 1986 (Reprinted 1998). STEWART, R. H. Introduction to Physical Oceanography. Department of Oceanography. Texas A & M University. 2002. 334pp. SOARES, I. e MÖLLER, O. Low‐frequency currents and water mass spatial distribution on the southern Brazilian shelf. Continental Shelf Research. 2001. STULL, R. B. An Introduction to Boundary Layer Meteorology, Kluwer Academic Publishers,Dordrecht, Holanda.666pp. 1998. TENNEKES, H. e LUMLEY, J. L. A First Course in Turbulence, The MIT Press, Cambridge,MA, EUA. 1992. 58