ads:
INPE-00000-TDI/0000
ANÁLISE DA TRAJETÓRIA E DA CIRCULAÇÃO DE SISTEMAS
PRECIPITANTES
Marco Aurelio de Barros Teixeira
Dissertação de Mestrado do Curso de Pós-Graduação em Meteorologia,
orientada pelo Dr. Luiz Augusto Toledo Machado, aprovada por extenso em 16
de novembro de 2010.
Registro do documento original:
<http://urlib.net/xxx>
INPE
São José dos Campos
2010
ads:
Livros Grátis
http://www.livrosgratis.com.br
Milhares de livros grátis para download.
PUBLICADO POR:
Instituto Nacional de Pesquisas Espaciais - INPE
Gabinete do Diretor (GB)
Serviço de Informação e Documentação (SID)
Caixa Postal 515 - CEP 12.245-970
São José dos Campos - SP - Brasil
Tel.:(012) 3945-6911/6923
Fax: (012) 3945-6919
E-mail: [email protected]
CONSELHO DE EDITORAÇÃO:
Presidente:
Dr. Gerald Jean Francis Banon - Coordenação Observação da Terra (OBT)
Membros:
Dr
a
Maria do Carmo de Andrade Nono - Conselho de Pós-Graduação
Dr. Haroldo Fraga de Campos Velho - Centro de Tecnologias Especiais (CTE)
Dr
a
Inez Staciarini Batista - Coordenação Ciências Espaciais e Atmosféricas
(CEA)
Marciana Leite Ribeiro - Serviço de Informação e Documentação (SID)
Dr. Ralf Gielow - Centro de Previsão de Tempo e Estudos Climáticos (CPT)
Dr. Wilson Yamaguti - Coordenação Engenharia e Tecnologia Espacial (ETE)
BIBLIOTECA DIGITAL:
Dr. Gerald Jean Francis Banon - Coordenação de Observação da Terra (OBT)
Marciana Leite Ribeiro - Serviço de Informação e Documentação (SID)
Jefferson Andrade Ancelmo - Serviço de Informação e Documentação (SID)
Simone A. Del-Ducca Barbedo - Serviço de Informação e Documentação (SID)
REVISÃO E NORMALIZAÇÃO DOCUMENTÁRIA:
Marciana Leite Ribeiro - Serviço de Informação e Documentação (SID)
Marilúcia Santos Melo Cid - Serviço de Informação e Documentação (SID)
Yolanda Ribeiro da Silva Souza - Serviço de Informação e Documentação (SID)
EDITORAÇÃO ELETRÔNICA:
Viveca Sant´Ana Lemos - Serviço de Informação e Documentação (SID)
ads:
INPE-00000-TDI/0000
ANÁLISE DA TRAJETÓRIA E DA CIRCULAÇÃO DE SISTEMAS
PRECIPITANTES
Marco Aurelio de Barros Teixeira
Dissertação de Mestrado do Curso de Pós-Graduação em Meteorologia,
orientada pelo Dr. Luiz Augusto Toledo Machado, aprovada por extenso em 16
de novembro de 2010.
Registro do documento original:
<http://urlib.net/xxx>
INPE
São José dos Campos
2010
Dados Internacionais de Catalogação na Publicação (CIP)
Teixeira, Marco Aurelio de Barros.
Cutter
ANÁLISE DA TRAJETÓRIA E DA CIRCULAÇÃO DE SIS-
TEMAS PRECIPITANTES / Marco Aurelio de Barros Teixeira. –
São José dos Campos : INPE, 2010.
xxii + 114 p. ; (INPE-00000-TDI/0000)
Dissertação (Mestrado do Curso de Pós-Graduação em Me-
teorologia) – Instituto Nacional de Pesquisas Espaciais, São
José dos Campos, 2010.
Orientador : Dr. Luiz Augusto Toledo Machado.
1. Radar Meteorológico. 2. Sistema Preciptante. 3. Circu-
lação de Mesoescala. 4. Propagação.
1. Weather Radar. 2. Precipitating System. 3. Mesoscale Circu-
tation. 4. Propagation.
I. Título.
CDU 000.000
Copyright
c
2010 do MCT/INPE. Nenhuma parte desta publicação pode ser reproduzida, ar-
mazenada em um sistema de recuperação, ou transmitida sob qualquer forma ou por qualquer
meio, eletrônico, mecânico, fotográfico, reprográfico, de microfilmagem ou outros, sem a per-
missão escrita do INPE, com exceção de qualquer material fornecido especificamente com o
propósito de ser entrado e executado num sistema computacional, para o uso exclusivo do leitor
da obra.
Copyright
c
2010 by MCT/INPE. No part of this publication may be reproduced, stored in a re-
trieval system, or transmitted in any form or by any means, electronic, mechanical, photocopying,
recording, microfilming, or otherwise, without written permission from INPE, with the exception of
any material supplied specifically for the purpose of being entered and executed on a computer
system, for exclusive use of the reader of the work.
ii
ATENÇÃO! A FOLHA DE
APROVAÇÃO SERÁ INCLUIDA
POSTERIORMENTE.
Mestrado do Curso de Pós-
Graduação em Meteorologia
iii
“Fale, e eu esquecerei; Ensina-me, e eu poderei lembrar;
Envolva-me, e eu aprenderei.”
BENJAMIN FRANKLIN
Boston, 17/01/1706; Filadélfia, 17/04/1790.
v
À Rosane e Amanda.
vii
AGRADECIMENTOS
Agradeço a Deus pelas bênçãos concedidas durante toda a minha vida, como a
de colocar em meu caminho as pessoas que agora passo a agradecer:
- a meus irmãos pelo apoio e força transmitida apesar da distância que hoje nos
separa.
- a meus pais que, pelo amor e carinho, me ensinaram a trilhar pelo caminho que
me conduziu a atingir todos os objetivos de minha vida.
- ao Departamento de Controle do Espaço Aéreo por acreditar na valorização de
seus profissionais por meio da capacitação e do conhecimento.
- ao Instituto Nacional de Pesquisas Espaciais pela acolhida e oportunidade da
realização de um sonho que se torna realidade.
- ao Dr. Luiz Augusto de Toledo Machado pela orientação e por acreditar
e incentivar nos momentos de cansaço e desânimo diante das dificuldades
e por compreender e aceitar minhas limitações e obrigações externas ao
desenvolvimento deste projeto.
- ao Dr. Carlos Frederico pelo incentivo e apoio durante o convívio harmonioso
junto à família da Divisão de Satélites e Sistema Ambientais.
- ao Dr. Michel Chong, do Laboratório de Aerologia da Universidade de Toulouse-
França, pela gentileza em ceder o algoritmo de recuperação do vento e pelos
ensinamentos prestados que possibilitaram a realização de parte deste trabalho.
- aos profissionais do Centro de Previsão e Estudos Climáticos e da Divisão
de Satélites e Sistemas Ambientais que ao longo desses dois anos aprendi a
valorizar e respeitar pelo excelente trabalho reconhecido dentro e fora do Brasil.
- aos amigos do Centro Meteorológico de Vigilância de Curitiba e, em especial, ao
mestre e amigo Cícero Barbosa pelo exemplo e incentivo inicial à minha decisão
de iniciar o Curso de Mestrado e pelo apoio e demonstração de amizade ao longo
dos anos que nos conhecemos.
- aos mestres Eduardo S. Pereira e Regla D. Somoza por labutarmos juntos nesta
ix
jornada, consolidando uma firme amizade e que aguardam um presente divino.
- ao mestre Paulo Kubota pela pessoa virtuosa que muito admiro não só por sua
competência, mas pela dedicação e altruísmo que demonstrou durante nossa
convivência nesse curto, mas suficiente para se tornar um grande amigo, período
de tempo.
- aos mestres Alan Calheiros, Wagner, Izabelly e Henrique pelo apoio que
dispuseram me auxiliando nos momentos que necessitava.
- aos mestres Saulo e Guilherme pelo auxílio em grande parte desta caminhada.
- as minhas amadas esposa e filha que, pela paciência, compreensão e amor,
formam o alicerce de minha vida, e que sabendo contornar os momentos difíceis
me impulsionaram a concretizar mais um sonho.
x
RESUMO
A partir da técnica “Least Square-Velocity Azimuth Display" aplicada aos dados
de velocidade radial, obtida a partir da varredura volumétrica de um dos
radares da rede do Departamento de Controle do Espaço Aéreo, foi obtida uma
metodologia que permite a recuperação do vento médio horizontal. Além disso,
com a sequência temporal dos perfis verticais do vento médio horizontal, foi
possível efetuar o estudo bidimensional do comportamento dos campos médios
de vento, divergência e refletividade, em uma linha de instabilidade, a partir
da conversão da coordenada tempo em espaço pela velocidade de translação
deste sistema. Utilizando o algoritmo de rastreamento de sistemas convectivos
- ForTraCC, adaptado ao radar meteorológico, em operação na Divisão de
Satélites e Sistemas Ambientais do Centro de Previsão do Tempo e Estudos
Climáticos, estabeleceu-se uma climatologia dos deslocamentos dos sistemas
precipitantes para a área de detecção do radar meteorológico, localizado na
cidade de Santiago-RS, no período de setembro de 2007 a dezembro de
2008. Nesta climatologia, buscou-se ainda estabelecer padrões de deslocamento
quanto à variação diurna e quanto ao tamanho dos sistemas precipitantes. Para
a mesma área de detecção estipulada acima, foi elaborada uma classificação
para os sistemas precipitantes, baseando-se no índice de Energia Potencial
Convectiva Disponível (CAPE) e no cisalhamento do vento (“shear"), obtidos
da análise do “National Center for Environmental Prediction" adaptada para
grade de 20km do modelo Eta, para diversos tamanhos e refletividades máximas
calculadas pelo ForTraCC-radar. Foi ainda elaborado um estudo sobre a possível
influência do campo de instabilidade nos desvios (aparentes), em relação vetor
vento médio da camada, durante a propagação dos sistemas precipitantes,
investigando a influência do campo do CAPE distribuido em uma área de 100km
ao redor do centro geométrico dos sistemas precipitantes detectados pelo radar
meteorológico e computados pelo ForTraCC-radar. Neste estudo, parametrizou-
se uma relação entre o vetor deslocamento aparente e o gradiente médio do
CAPE, calculado para a área estipulada acima, para os deslocamentos dos
sistemas precipitantes com duração do ciclo de vida de 1800s (30min). O radar
meteorológico trouxe novas perspectivas para melhorar a compreensão dos
fenômenos de mesoescala e, por isso, a preocupação em utilizá-los mais e
melhor.
xi
ANALYSIS OF THE TRAJECTORY AND CIRCULATION OF THE
PRECIPITATING SYSTEMS
ABSTRACT
Using a technique named Least Square-Velocity Azimuth Display applied to
the radial velocity data, obtained from volumetric scanning of one of the
Departamento de Controle do Espaço Aéreo radars, a methodology was
elaborated to retrieve the horizontal mean wind for several levels. Besides, with a
time sequence of the mean wind vertical profiles, it was possible to study the wind
bi-dimensional behavior, divergence and reflectivity media fields, within a squall
line, by converting the time coordenate into space, from the translation speed of
the system. By using an algorithm to track convective clouds named ForTraCC,
adapted to weather radars, in use at the “Divisão de Satélites e Sistemas
Ambientais" of the “Centro de Previsão do Tempo e Estudos Climáticos", a
climatology was stablished in order to study the displacement of precipitating
systems detected by the radar located in the city of Santiago-RS, during
september 2007 to december 2008. For this syudy, it was still searched to stablish
displacement patterns for day-night variation and also for diferent sizes. For
the same area described above, a classification system was elaborated, based
on Convective Avaiable Potential Energy (CAPE) and Shear, obtained from the
National Center for Environmental Prediction’s analysis, adapted to the Weather
Prediction Model Eta (20km),to classify precipitating systems into diferent sizes
and maxima reflectivity, computed by ForTraCC-radar.t the influence of instability
on the apparent departure from media wind vector during precipitating systems
propagationwas also studied, by investigating the CAPE media field calculated
over a 100km area around the precipitating systems geometric centers detected
by the weather radar and computed by ForTraCC-radar. This study resulted on a
relation between the aparent displacement vector and the media CAPE gradient,
calculated over the area mentioned above and only for displacement with life cycle
of 1800s (30min). So, weather radars have come up new perspectives to improve
our knowledge of the mesoscale phenomena and therefore the worry about using
them more and better.
xiii
LISTA DE FIGURAS
Pág.
2.1 Rede de Radares Meteorológicos do Sistema de Controle do Espaço
Aéreo Brasileiro (SISCEAB). . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 6
2.2 Exemplo de uma sondagem plotada no diagrama (“Skew T-log P)". . . 9
2.3 Modelo conceitual de uma célula convectiva individual de curto
período de vida. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 12
2.4 Esquema do modelo de ciclo de vida de tempestades multicelulares. . 14
2.5 Seção transversal através de um modelo de LI. . . . . . . . . . . . . . 17
2.6 Esquema de uma LI tropical oceânica idealizada com precipitação
estratiforme à retaguarda. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 20
2.7 Vento horizontal obtido por simulação de modelo para uma LI tropical
com precipitação estratiforme à retaguarda. . . . . . . . . . . . . . . . 21
3.1 Componentes do vento. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 30
3.2 Esquema de tempestades convectivas e SCM. . . . . . . . . . . . . . 31
3.3 Hodógrafas de vento da troposfera obtidas a partir de modelo de
nuvem tridimensional (hodógrafa reta) e de sondagens durante uma
tempestade. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 34
3.4 Esquema da corrente ascendente de uma célula convectiva. . . . . . 36
3.5 Esquema da inclinação de vórtices tubulares. . . . . . . . . . . . . . . 38
3.6 Esquema do comportamento da pressão e vorticidade. . . . . . . . . 41
4.1 Evolução temporal de uma LI detectada pelo radar de Santiago em 12
de agosto de 2008. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 47
4.2 Composição dos vetores
V
p
,
V
adv
e
V
ap
sobre contornos do campo do
CAPE para a área de estudo. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 52
4.3 Composição dos vetores propagação, advectivo e aparente sobre
contornos do campo do “CAPE". . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 54
4.4 Gradientes do CAPE para o evento do dia 20 de outubro de 2007. . . 55
4.5 Relação entre o Módulo do GMC e o ângulo θ. . . . . . . . . . . . . . 56
5.1 Seqüência temporal do perfil vertical do vento horizontal. . . . . . . . 57
5.2 Componente meridional do vento. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 59
5.3 Campo de divergência média. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 60
5.4 Campo de refletividade média. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 61
xv
5.5 Estado do Rio Grande do Sul-RS. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 62
5.6 Modelo do relevo do Rio Grande do Sul. . . . . . . . . . . . . . . . . . 63
5.7 Propagação Média dos Sistemas Precipitantes compreendidos no
período de setembro/2007 a dezembro/2008. . . . . . . . . . . . . . . 65
5.8 Figura auxiliar da Propagação Média dos Sistemas Precipitantes. . . 66
5.9 Corte transversal na latitude de 30
o
S. . . . . . . . . . . . . . . . . . . 67
5.10 Propagação Média dos Sistemas Precipitantes detectados pelo radar
de Santiago (21h e 00min GMT e 03h e 00min GMT). . . . . . . . . . 69
5.11 Propagação Média dos Sistemas Precipitantes detectados pelo radar
de Santiago (03h e 00min GMT e 09h e 00min GMT). . . . . . . . . . 70
5.12 Propagação Média dos Sistemas Precipitantes detectados pelo radar
de Santiago (09h e 00min GMT e 15h e 00min GMT). . . . . . . . . . 71
5.13 Propagação Média dos Sistemas Precipitantes detectados pelo radar
de Santiago (15h e 00min GMT e 21h e 00min GMT). . . . . . . . . . 72
5.14 Propagação Média dos Sistemas Precipitantes com tamanho inferior
a 500 pixels. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 75
5.15 Propagação Média dos Sistemas Precipitantes com tamanho maior
igual a 500 pixels. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 76
5.16 Espaço R para a Distribuição de Sistemas Precipitantes organizados
pelo tamanho (maior igual a 5000 pixels). . . . . . . . . . . . . . . . . 78
5.17 Espaço R para a Distribuição de Sistemas Precipitantes organizados
pelo tamanho (>= 5000 pixels). . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 79
5.18 Espaço R para a Distribuição de Sistemas Precipitantes organizados
pelo tamanho (< 5000pixels). . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 80
5.19 Espaço R para a Distribuição de Sistemas Precipitantes organizados
por Refletividade Máxima para estruturas com tamanho maior igual a
20000 pixels. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 81
5.20 Espaço R para a Distribuição de Sistemas Precipitantes organizados
por Refletividade Máxima para estruturas com tamanho entre 15000-
20000 pixels. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 82
5.21 Espaço R para a Distribuição de Sistemas Precipitantes organizados
por Refletividade Máxima para estruturas com tamanho entre 10000-
15000 pixels. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 83
5.22 Espaço R para a Distribuição de Sistemas Precipitantes organizados
por Refletividade Máxima para estruturas com tamanho entre 5000-
10000 pixels. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 83
xvi
5.23 Espaço R para a Distribuição de Sistemas Precipitantes organizados
por Refletividade Máxima para estruturas com tamanho entre 1000-
5000 pixels. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 84
5.24 Espaço R para a Distribuição de Sistemas Precipitantes organizados
por Refletividade Máxima para estruturas com tamanho entre 500-
1000 pixels. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 84
5.25 Espaço R para a Distribuição de Sistemas Precipitantes organizados
por Refletividade Máxima para estruturas com tamanho menor do que
500 pixels. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 85
5.26 Espaço R organizado em função de valores médios de CAPE e shear
para distribuição de sistemas precipitantes organizados por tamanho. 85
5.27 Espaço R organizado em função de valores médios de CAPE e shear
para distribuição de sistemas precipitantes organizados por tamanho. 86
5.28 Freqüências para θ. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 87
5.29 Relação entre os módulos do
V
ap
em função do GMC. . . . . . . . . . 88
8.1 Geometria da varredura radar. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 101
8.2 Detalhes da geometria de varredura do radar. . . . . . . . . . . . . . . 102
8.3 Relacionamento da divergência horizontal e da translação entre o
campo de vento e os termos correspondentes do VAD . . . . . . . . . 105
xvii
LISTA DE ABREVIATURAS E SIGLAS
CAPE – Convective Available Potential Energy
CAPPI – Constant Altitude Plan Position Indicator
CCM – Complexos Convectivos de Mesoescala
CIN – Convective Inhibition
CLE – Camada Limite Estável
COPT – Convection Profonde Tropicale
CNRS – Centre National de Recherches Météorologiques
CPTEC – Centro de Previsão do Tempo e Estudos Climáticos
DECEA – Departamento de Controle do Espaço Aéreo
DMC – Deep Moist Convection
DSA – Divisão de Satélites e Sistemas Ambientais
EL – Equilibrium Level
EMA – Estação Meteorológica de Altitude
Eta – Modelo regional Eta
ForTraCC – Forecast and Tracking of Active Convective Cells
GARP (GATE) – Global Atmospheric Research Program Atlantic Experiment
GMC – Gradiente Médio do CAPE
INPE – Instituto Nacional de Pesquisas Espaciais
JBN – Jato de Baixos Níveis
LFC – Level of Free Convection
LI – Linha de Instabilidade
LP – Long Pulse
LS-VAD – Least Square-Velocity Azimuth Display
MUSCAT – Multiple Doppler Synthesis and Continuity Adjustment Technique
NCEP – National Centers for Environmental Prediction
NOAA – National Oceanic and Atmospheric Administration
PRE-STORM – Preliminary Regional Experiment of STORM
PRF – Pulse Repetition Frequency
SISCEAB – Sistema de Controle do Espaço Aéreo Brasileiro
SCM – Sistemas Convectivos de Mesoescala
SP – Short Pulse
TOGA COARE – Tropical Ocean Global Atmosphere Coupled
Ocean Atmosphere Response Experiment
TRMM – Tropical Rainfall Measuring Mission
GMT – Greenwich Mean Time
ZCIT – Zona de Convergência Intertropical
xix
SUMÁRIO
Pág.
1 INTRODUÇÃO . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 1
1.1 Objetivos . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 2
1.2 Estrutura do documento. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 3
2 ELEMENTOS TEÓRICOS . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 5
2.1 Rede de Radares do DECEA . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 5
2.2 Radar Doppler Pulsado . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 7
2.3 Fundamentação Teórica . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 7
2.3.1 Convecção . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 7
2.3.2 Convecção Úmida Profunda . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 9
2.4 Estrutura e Evolução de Tempestades Convectivas . . . . . . . . . . . 11
2.4.1 Células Convectivas Individuais . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 11
2.4.2 Tempestades Convectivas Multicelulares . . . . . . . . . . . . . . . 13
2.4.3 Sistemas Convectivos de Mesoescala (SCM). . . . . . . . . . . . . 15
2.4.4 Linhas de Instabilidade (LI) . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 16
3 REVISÃO BIBLIOGRÁFICA . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 23
3.1 A técnica “Least Square-Velocity Azimuth Display" -LS VAD . . . . . . 23
3.1.1 A Técnica ForTraCC - Radar . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 26
3.2 Tempestades Convectivas e Distribuição no Espaço R . . . . . . . . . 27
3.2.1 Tipos de Sistemas Convectivos e seus Relacionamentos com
cisalhamento e CAPE . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 28
3.3 Teoria do Movimento e Propagação de Tempestades . . . . . . . . . 32
3.4 Separação de tempestades (“Storm Splitting" ) . . . . . . . . . . . . . 35
3.4.1 Propagação de tempestades . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 39
3.4.2 Propagação de Sistemas Precipitantes . . . . . . . . . . . . . . . . 41
4 METODOLOGIAS . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 45
4.1 Dados . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 45
4.2 Metodologia . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 45
4.2.1 Descrição da Circulação de Mesoescala no interior de uma LI
extratropical, usando a técnica LS-VAD . . . . . . . . . . . . . . . . 45
xxi
4.2.2 Climatologia dos Sistemas Precipitantes . . . . . . . . . . . . . . . . 47
4.2.3 Distribuição de Sistemas Precipitantes no Espaço R . . . . . . . . . 48
4.2.4 Propagação de Sistemas Precipitantes . . . . . . . . . . . . . . . . 50
5 RESULTADOS E DISCUSSÕES. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 57
5.1 Descrição da Circulação de Mesoescala no interior de uma LI
extratropical, usando a técnica LS VAD . . . . . . . . . . . . . . . . . 57
5.2 Climatologia dos Sistemas Precipitantes . . . . . . . . . . . . . . . . . 61
5.2.1 O Relevo . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 61
5.2.2 Deslocamento dos sistemas. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 64
5.3 Distribuição dos Sistemas Precipitantes no Espaço R . . . . . . . . . 77
5.4 Propagação de Sistemas Precipitantes . . . . . . . . . . . . . . . . . 87
6 CONCLUSÕES E SUGESTÕES . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 91
6.1 Conclusões . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 91
6.2 Sugestões para Trabalhos Futuros . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 92
REFERÊNCIAS BIBLIOGRÁFICAS . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 95
8 APÊNDICE A - ANÁLISE GERAL DA TÉCNICA VAD . . . . . . . . . . 101
9 APÊNDICE B - COMPARAÇÃO DO PERFIL VERTICAL DO VENTO
HORIZONTAL OBTIDO PELA TÉCNICA LS-VAD E A SONDAGEM DA
ESTAÇÃO METEOROLÓGICA DE ALTITUDE DE SANTA MARIA-RS
(EMA-SM) . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 107
10 APÊNDICE C - TEORIA DO SPLITTING . . . . . . . . . . . . . . . . . 109
11 APÊNDICE D - PROCESSOS DINÂMICOS ENVOLVIDOS NA TEORIA
DO SPLITTING . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 111
xxii
1 INTRODUÇÃO
Entre as características mais notáveis observadas, no tempo e espaço, por
imagens de satélite estão as nuvens formadas pela propagação de intensas
correntes ascendentes que podem atingir a tropopausa, caracterizando um
fenômeno conhecido como convecção úmida profunda.
A convecção úmida profunda tende a estar concentrada em certas regiões
preferenciais, tais como as zonas frontais e setores quentes de ciclones
extratropicais, entre outras. Apesar de pesquisas globais indicarem que, para
um dado tempo, a área superficial coberta pela formação de nuvens tipo
cumulunimbus e a precipitação abaixo dessas nuvens ocuparem apenas uma
pequena porcentagem da área superficial do planeta, a convecção ativa e
sua precipitação estratiforme associada respondem pelas maiores taxas de
precipitação nos trópicos e subtrópicos (WALLACE; HOBBS, 2006).
Além do fato da convecção ativa ocupar somente uma pequena fração de
área superficial abaixo das nuvens associadas à precipitação, dificultando a
sua observação por meio de imagens de satélites, outros fatores de mesma
implicância residem no fato da convecção úmida profunda apresentar escala
horizontal muito menor, escala temporal mais curta e razão de aspecto (razão
entre a escala de profundidade D pela de comprimento L) muito maior do que as
ondas baroclínicas (WALLACE; HOBBS, 2006).
Pelas razões expostas acima, o radar meteorológico tem provado, desde seu
emprego inicial em pesquisa logo após o término da Segunda Grande Guerra,
e talvez como em nenhuma outra área da meteorologia, ser a ferramenta chave
na detecção, previsão, identificação e nos entendimentos físicos das forças que
iniciam e organizam as tempestades e os sistemas convectivos (JORGENSEN;
WECKWERTH, 2003).
Os sistemas convectivos de mesoescala (SCM), tal como as linhas de
instabilidade (LI), são responsáveis por grande parte das inundações, danos
a propriedades e situações de risco à navegação aérea, chegando a alguns
eventos extremos a causar mortes. O entendimento da circulação de mesoescala
que ocorre no interior desses sistemas, bem como uma melhor compreensão dos
fatores influentes na determinação das trajetórias dos sistemas precipitantes são
1
fatores cruciais para a melhoria da previsão de curtíssimo prazo (“nowcasting").
O estabelecimento de uma rede de radares meteorológicos, como a rede
integrada gerada a partir do convênio de cooperação técnico-científica entre
o Instituto Nacional de Pesquisas Espaciais-Centro de Previsão de Tempo
e Estudos Climáticos (INPE-CPTEC) e o Departamento de Controle do
Espaço Aéreo (DECEA), permitindo, desde 2004, o monitoramento constante
dos sistemas precipitantes em grande parte do território nacional, é uma
poderosa ferramenta no monitoramento e previsão dos sistemas convectivos de
mesoescala.
Este trabalho reflete a preocupação e o contínuo esforço do INPE/CPTEC-
DECEA em melhorar os produtos fornecidos a partir de radares meteorológicos,
bem como a melhoria da previsão tipo “nowcasting".
1.1 Objetivos
Em países desenvolvidos, a utilização do radar no estudo da precipitação e do
campo de vento remonta ao final da primeira metade do século passado e ao
final da década de 60, respectivamente. No Brasil, a utilização do radar no campo
da pesquisa ainda é muito incipiente. Razões para isso são: a baixa densidade
de cobertura radar para o nosso vasto território; a instabilidade operacional dos
radares; e o baixo número de profissionais dedicados a esta área. Por isso, o país
carece de estudos envolvendo esta poderosa ferramenta de vigilância remota da
atmosfera. Assim, este trabalho tem o objetivo de contribuir para a observação
do campo de vento horizontal, a compreensão das trajetórias dos sistemas
precipitantes; bem como estabelecer uma climatologia destas trajetórias e uma
classificação destes sistemas precipitantes que atuam na região sul do país. Para
tal, este trabalho apresenta os seguintes objetivos gerais:
• Estabelecer uma metodologia para determinação do perfil vertical do
vento horizontal, a partir do dado volumétrico do radar Doppler pulsado;
• obter uma climatologia para as trajetórias dos sistemas precipitantes,
detectados por radar meteorológico, e entender os processos a eles
associados;
• estudar a organização dos sistemas precipitantes a luz do cisalhamento
do vento e da Energia Potencial Convectiva Disponível (“Convective
2
Available Potential Energy" -CAPE); e
• analisar a influência da distribuição do campo de instabilidade na
trajetória dos sistemas precipitantes.
Para alcançar os objetivos gerais, os seguintes objetivos específicos são
propostos:
• estudar o campo de vento médio horizontal por meio da técnica “Least
Square Velocity Azimuth Display" -LS VAD (TESTUD et al., 1980; CHONG
et al., 1987), a partir do dado volumétrico selecionado do radar Doppler
pulsado, da rede de radares do DECEA, localizado na cidade de
Santiago no sudoeste do estado do Rio Grande do Sul, por ocasião
da atuação de uma linha de instabilidade extratropical;
• monitorar a trajetória dos sistemas precipitantes durante o período
compreendido entre setembro de 2007 e dezembro de 2008, por
meio da técnica “Forecast and Tracking of Active Convective Cells" -
ForTraCC, adaptada ao radar meteorológico, ForTraCC-radar (QUEIROZ,
2008), efetuando uma climatologia dessas trajetórias em função do
tamanho e do período diurno de ocorrência;
• proceder uma classificação dos sistemas precipitantes ocorridos
durante o período compreendido entre setembro de 2007 e dezembro
de 2008, detectados pela técnica ForTraCC-radar, quanto à tamanho
médio e refletividade máxima, em função do “shear" (cisalhamento
do vento) e da Energia Potencial Convectiva Disponível (“Convective
Available Potential Energy- CAPE); e
• parametrizar a influência da distribuição do campo do CAPE nos
desvios, em relação à advecção, efetuados pelos sistemas precipitantes
ocorridos durante o período compreendido entre setembro de 2007 e
dezembro de 2008 e detectados pela técnica ForTraCC-radar.
1.2 Estrutura do documento.
A descrição resumida do conteúdo de cada capítulo é mostrada a seguir:
3
O Capítulo 2 apresenta a fundamentação teórica, sobre a qual é feita uma
discussão da teoria do uso do radar na estimativa do vento horizontal, a
partir de um único radar Doppler, e dos processos envolvidos na formação e
desenvolvimento dos tipos de células convectivas.
O Capítulo 3 apresenta uma revisão bibliográfica que servirá para embasar a
metodologia a ser utilizada neste estudo, assim como uma breve discussão sobre
a técnica de rastreamento de células convectivas ForTraCC-radar.
O Capítulo 4 apresenta a região de estudo, os tipos e o período dos dados a
serem utilizados e a metodologia empregada para a obtenção dos resultados.
O Capítulo 5 apresenta a discussão dos resultados encontrados no
desenvolvimento deste trabalho.
4
2 ELEMENTOS TEÓRICOS
A capacidade das microondas em penetrar áreas de precipitação tem colocado
o radar meteorológico em uma posição soberana na vigilância remota
da atmosfera. Embora sensores de satélites possam detectar e rastrear
tempestades, a radiação detectada não pode explorar o interior da região de
precipitação, exceção deve ser feita ao satélite “Tropical Rainfall Measuring
Mission"-TRMM, e revelar a estrutura interna dessas tempestades e os
fenômenos físicos intensos inerentes que possam estar relacionadas a elas.
As primeiras medidas efetuadas com radares simples inferiram muito sobre
a estrutura das tempestades e ajudaram os pesquisadores a estabelecer os
primeiros conceitos dos diversos tipos de tempestades. O advento do radar
Doppler adicionou a capacidade de quantificar os campos de movimento no
interior das tempestades (RAY, 1990).
2.1 Rede de Radares do DECEA
As microondas são ondas eletromagnéticas com comprimento de onda entre
10
−3
a 10
−1
m e o limite superior da banda compreendido entre 1 a 10cm é
usado para radares meteorológicos. O radar Doppler é o único instrumento de
sensoriamento remoto capaz de detectar sinais de vento e medir velocidades
no interior de regiões de precipitação, ocultas pelas nuvens, onde outras fontes
de radiação seriam completamente extintas em apenas alguns metros de
propagação. O radar Doppler pulsado tem sido aplicado, com notável sucesso,
no mapeamento do campo de vento e de precipitação, mostrando em tempo real
o desenvolvimento de fenômenos perigosos associados a tempestades severas
(DOVIAK; ZRNIC, 1993).
Como parte do Projeto Alvorada, o DECEA, órgão maior responsável pela
vigilância e controle do espaço aéreo brasileiro, iniciou a implantação de
uma rede de radares Doppler pulsado, banda S (A banda S compreende
comprimentos de onda entre 7, 5 a 15cm). Hoje, a rede conta com 06 (seis)
radares RMT 0100D, cobrindo parte de território nacional em operação contínua,
conforme Figura 2.1.
Algumas especificações do Radar RMT 0100D são:
Radar tipo pulsado, Doppler, coerente na recepção, oscilador à Magnetron
5
Figura 2.1 - Rede de Radares Meteorológicos do Sistema de Controle do Espaço Aéreo
Brasileiro (SISCEAB). O radar de Catanduvas no oeste do estado do Paraná
não foi implantado.
Fonte: Rede Meteorológica (REDEMET) do DECEA, 2009
coaxial.
Banda S (2.7GHz a 2.9Ghz).
Potência de pico de 850kW .
Sensibilidade: MDS = −114dBm.
Capacidade de detecção melhor que 12dBz a 200km.
Largura do feixe: menor que 2 graus.
Largura dos pulsos: SP = 1µs; LP = 2µs.
PRF: LP = 250Hz a 400Hz; SP = 400Hz a 1200Hz.
Refletor parabólico sólido em alumínio com 4,0m de diâmetro útil (4, 20m de
diâmetro externo).
6
Limites mecânicos de elevação: −5
o
a 95
o
.
2.2 Radar Doppler Pulsado
O radar Doppler pulsado mede a velocidade dos alvos em sua linha de visada
(velocidade radial) em cada volume do pulso. Quando usado para observar a
precipitação na atmosfera livre, detecta uma distribuição de velocidades. Estas
medidas, também chamadas velocidade Doppler, podem ser de grande valia para
o estudo do campo de vento (BROWNING; WEXLER, 1968).
Sendo assim, a grande utilidade do radar Doppler pulsado com comprimento
de onda em centímetros se deve ao fato da sua capacidade em estimar
refletividades e campos de velocidade radial no interior de nuvens precipitantes.
O radar Doppler mede primordialmente as velocidades radiais dos hidrometeoros
e em certas situações, tal como no direcionamento do feixe na vertical do
radar, essas grandezas podem ser significativamente diferentes. Não obstante,
hidrometeoros como as gotas de água, por possuírem pouca massa, respondem
rapidamente sob a ação do vento e a baixos ângulos de elevação, as velocidades
terminais dos hidrometeoros podem ser negligenciadas na componente radial do
vento (KOLLIAS et al., 2001).
Os métodos para a obtenção do vento podem ser divididos em dois grupos:
os que utilizam apenas um radar Doppler (mono-Doppler), e aqueles que
utilizam vários (multi-Doppler). Enquanto este último, apesar do alto custo
devido à necessidade dos radares estarem próximos uns aos outros, possibilita
a obtenção do campo tridimensional (3D) do vento, o primeiro somente
disponibiliza o campo horizontal do vento, porém com custo menor.
2.3 Fundamentação Teórica
2.3.1 Convecção
Em geral, o termo convecção se refere ao transporte de alguma propriedade
(mais freqüentemente com referência ao transporte de calor) pelo movimento de
fluido (DOSWELL, 2001). A convecção é um dos três principais processos pelo
qual o calor é transportado. Os meteorologistas tipicamente utilizam o termo
para referir-se ao transporte de calor pela componente vertical do escoamento
7
associado com a flutuação (B, “buoyancy").
B ≡ g
θ(z)
θ
0
(z)
, (2.1)
na qual g é a aceleração da gravidade, θ(z) é o desvio da temperatura potencial
da parcela em ascensão do seu estado básico (ambiente), θ
0
(z) (HOLTON, 2004).
Se B é integrado do nível de convecção livre (“Level of Free Convection" -
LFC) até o nível de equilíbrio (“Equilibrium Level" -EL), o resultado é a energia
potencial disponível convectiva (“Convective Available Potential Energy" -CAPE)
que é a energia responsável pela produção de correntes ascendentes (Figura
2.2).
CAP E =
EL
LF C
Bdz. (2.2)
Segundo Doswell (2001), as correntes descendentes possuem sua própria fonte
de energia. Elas são impulsionadas por uma força de flutuação (“buoyant force")
negativa, também proveniente das mudanças de fase da água (evaporação,
fusão e sublimação) e pelo efeito de arrasto provocado pela precipitação.
As correntes descendentes também são responsáveis por alguns eventos
perigosos. Enquanto as correntes ascendentes transportam ar quente para cima,
as correntes descendentes transportam ar frio para baixo.
Este trabalho adota a definição sugerida por Emanuel (1994), na qual a
convecção encerra uma circulação térmica direta resultante da ação da
gravidade sobre uma distribuição vertical instável de ar úmido (“buoyant force").
Esta definição se aplica às tempestades convectivas (multicelular e supercelular)
com diâmetros de aproximadamente 1 a 10km e sistemas convectivos de
mesoescala com 100km ou mais.
A convecção assume várias formas na atmosfera (EMANUEL, 1994). Em geral, o
interesse recai na convecção severa - aquela que implica em uma variedade de
eventos severos, relacionados às condições do tempo, produzidos por convecção
úmida profunda. Granizo, ventos de rajada em superfície e precipitações intensas
são geralmente o resultado da energia liberada pelas mudanças de fase da água
8
Figura 2.2 - Exemplo de uma sondagem plotada no diagrama “Skew T- log P" .
Fonte: Doswell (2001).
(DOSWELL, 2001). O calor liberado contribui para a flutuação (“buoyancy"), um
aspecto essencial para as tempestades convectivas.
2.3.2 Convecção Úmida Profunda
A Convecção Úmida Profunda (“Deep Moist Convection" -DMC) é o resultado de
um tipo de instabilidade. Partindo da equação de momento vertical de um fluido
não viscoso, desprezando as forças não-hidrostáticas, chega-se à expressão:
z
(t)
= z
(0)
exp
[−iNt]
(2.3)
9
na qual z
(t)
é a altura da parcela no instante t; z
(0)
é a altura inicial da parcela e
N é a chamada freqüência, ou flutuação, de Brunt-Väisala.
N
2
=
g
T
(Γ − γ), (2.4)
na qual Γ e γ são os gradientes verticais de temperatura (“lapse-rate") da parcela
e do meio ambiente, respectivamente, e T a temperatura do ar ambiente.
A solução da equação 2.4 implica em uma instabilidade sempre que N for
imaginário (N
2
< 0); ou seja, sempre que o gradiente vertical de temperatura
do meio ambiente for maior do que o da parcela (tipicamente assumido ser
adiabático). Como γ é normalmente menor do que o gradiente vertical de
temperatura adiabático seco (Γ), o contexto está associado com a instabilidade
condicional (γ > Γ
w
, sendo Γ
w
o gradiente vertical de temperatura adiabático
úmido). No entanto, a instabilidade real da parcela que leva à DMC está
primariamente associada a um deslocamento vertical finito; por isso, a chave
para o desenvolvimento de tempestades está na presença do CAPE e não
somente no gradiente vertical de temperatura do ambiente (SHERWOOD, 2000;
SCHULTZ et al., 2000).
Segundo Doswell (2001), nem todas as situações de instabilidade condicional
são caracterizadas pelas parcelas com CAPE. Deste modo, o conteúdo de
umidade do ar se torna crítico para determinar se a instabilidade condicional
realmente contém o potencial para tornar as parcelas em condições de
auto-ascenderem. Segundo Genio e Wu (2010), a taxa de entranhamento
turbulento do ar ambiente também desempenha importante papel na transição
da convecção rasa para a profunda. Na maioria dos casos, a energia deve ser
fornecida para as parcelas ascenderem até o seu LFC. A quantidade desta
energia é conhecida como inibição convectiva (“Convective Inhibition" -CIN)
(Figura 2.2). Do LFC ao nível de equilíbrio (“Equilibrium Level" -EL), a parcela
acelera verticalmente, retirando energia do CAPE. Geralmente as parcelas
ultrapassam o EL, encontrando uma camada estável e sendo submetidas a
então chamada oscilação de Brünt-Väisala, para enfim serem amortecidas por
viscosidade. A origem da instabilidade flutuante é o calor, latente e sensível, que
é produzido em baixos níveis da atmosfera como resultado do aquecimento solar
e da evapotranspiração.
10
Como conseqüência de uma escala temporal e espacial mais reduzida, a rotação
da Terra desempenha apenas um papel indireto na dinâmica da DMC. Os
movimentos verticais são mais significativos do que em movimentos de escalas
maiores e o balanço hidrostático não prevalece (WALLACE; HOBBS, 2006).
2.4 Estrutura e Evolução de Tempestades Convectivas
2.4.1 Células Convectivas Individuais
A célula individual é o fundamento básico, e a forma mais simples, da convecção
úmida. No final da década de quarenta, foi realizado nos estados americanos da
Flórida e Ohio um programa intensivo chamado “Thunderstorm Project". Dados
de um grande número de tempestades foram compostos para construir um
modelo idealizado do ciclo de vida de uma típica célula individual de tempestade.
Neste projeto foram identificados três estágios na evolução de uma nuvem
cumulunimbus: estágios cumulus, de maturidade e dissipação (BYERS; BRAHAM,
1949).
Segundo Holton (2004), as tempestades de células individuais ocorrem em
ambiente com cisalhamento do vento vertical fraco (< 10ms
−1
, abaixo de
4km). Tais tempestades possuem período de vida de aproximadamente 30min,
raramente produzem granizo ou ventos destrutíveis, e movem-se com o vento
médio dos 8km mais baixos.
No estágio cumulus (Figura 2.3a) há o predomínio de correntes ascendentes.
Quando o ar erguido atinge o LFC, sobe espontaneamente sob ação da
força de sua própria flutuação (“buoyant force"). O vapor d’água condensa em
gotículas de nuvem e partículas de gelo na corrente ascendente e, quando se
tornam suficientemente pesadas, adquirem velocidade de queda que superam
as correntes ascendentes, arrastando consigo o ar a sua volta, dando início
ao estágio maduro da célula (Figura 2.3b). Além das correntes descendentes
acentuadas pela força de arrasto da precipitação, o resfriamento evaporativo,
ocasionado pela queda dos hidrometeoros de um ambiente saturado em um ar
mais seco, pode substancialmente acelerar as correntes descendentes, dando
início a chuvas mais pesadas (WAKIMOTO, 2001). No estágio de dissipação há o
predomínio das correntes descendentes, embora correntes ascendentes ainda
possam existir especialmente nos níveis mais altos da nuvem. Segundo Ray
11
(1990), é devido à fraca intensidade (ou ausência) do cisalhamento do vento
vertical que as correntes descendentes espalham-se na superfície em todas as
direções (Figura 2.3c), cortando o suprimento de ar quente e úmido das correntes
ascendentes e ocasionando a dissipação da célula.
Figura 2.3 - Modelo conceitual de uma célula convectiva individual de curto período de
vida.
Fonte: Byers e Braham (1949). Adaptado por Weisman e Klemp (1986).
Em resumo, este tipo de tempestade é caracterizado por um breve período de
vida, raramente produz granizo ou ventos destrutíveis e possuem um mecanismo
autodestruidor; pois, consistindo de uma simples corrente ascendente em sua
fase cumulus que dá lugar a uma corrente descendente induzida pela própria
precipitação em sua fase de maturação, priva a tempestade de uma fonte de
ar ascendente supersaturado que impede o crescimento das gotas e, como
conseqüência, ocorre o fim da precipitação (WALLACE; HOBBS, 2006).
Em uma tempestade real, talvez somente no desenvolvimento inicial uma
célula isolada como a aqui mostrada seja provável. A instabilidade que dá
início ao desenvolvimento de uma célula implicará, quase que certamente, na
necessidade de mais células antes que a instabilidade seja amenizada.
12
2.4.2 Tempestades Convectivas Multicelulares
A tempestade multicelular pode ser entendida como um aglomerado de células
individuais de curto período de vida. No entanto, as células individuais podem
estar tão intimamente integradas que perdem sua identidade para uma entidade
de escala e/ou ciclo de vida maior da qual elas fazem parte. As correntes
descendentes de cada célula combinam-se para formar uma frente de rajada,
com a convergência ao longo da borda frontal sendo geralmente mais forte
na direção do movimento da tempestade. Esta convergência dá início ao
desenvolvimento de novas correntes ascendentes ao longo, e logo atrás, da
frente de rajada, onde novas células evoluem (WEISMAN; KLEMP, 1986). Células
antigas se extinguem, à medida que deságuam atrás da frente de rajada e se
tornam envolvidas em correntes descendentes mais frias e mais densas.
Segundo Holton (2004), as tempestades multicelulares se formam sob moderado
cisalhamento vertical do vento (≈ 10 − 20ms
−1
, abaixo de 4km), nas quais
as células individuais possuem período de vida de aproximadamente 30min,
enquanto que os ciclos de vida das tempestades podem ser de muitas horas.
Algumas nuvens cumulus são alimentadas pela convergência de umidade na
camada limite. Enquanto as correntes ascendentes prevalecem no estágio
cumulus das células (Figura 2.4a), correntes descendentes penetrativas,
próximas ao topo das nuvens e no flanco a jusante do escoamento, podem
ocorrer (COTTON; ANTHES, 1989).
Ainda segundo Cotton e Anthes (1989), a fusão dos elementos cumulus
em um sistema convectivo de escala maior caracteriza a transição para o
estágio de maturidade (Figura 2.4b). As correntes ascendentes e descentes
caracterizam este estágio, coexistindo em locais diferentes e permitindo que o
sistema apresente um período de vida maior. As gotículas de água e partículas
de gelo nas correntes ascendentes se tornam suficientemente pesadas e,
superando estas correntes, adquirem velocidade de queda. Se as correntes
ascendentes inclinam, os hidrometeoros em queda arrastam o ar ambiente e,
reforçadas pelo resfriamento evaporativo e pelo derretimento de gelo, dão início
às correntes descendentes e a intensas precipitações. À superfície, as correntes
descendentes divergentes espalham-se em todas as direções, formando a frente
de rajada.
13
Figura 2.4 - Esquema do modelo de ciclo de vida de tempestades multicelulares: a-
estágio cumulus; b- estágio de maturação; e c- estágio de dissipação.
Fonte: Cotton e Anthes (1989)
Devido ao cisalhamento vertical do vento moderado do ambiente, opondo-se à
frente de rajada, esta não consegue propagar-se muito à frente do sistema. A
frente de rajada força então a ascensão do ar quente e úmido a sua frente,
alimentando assim as correntes ascendentes de novas nuvens cumulus e
sustentando a tempestade multicelular (RAY, 1990).
As correntes de ar ascendente podem se estender por toda a troposfera. A
divergência destas correntes, logo abaixo da tropopausa, resulta na formação
de nuvem tipo bigorna que pode se estender por mais de 100km. Uma nuvem
em forma de cúpula (“cloud dome") geralmente se forma, indicando que as
correntes ascendentes sobrepassam o nível da tropopausa, entrando na estável
estratosfera (COTTON; ANTHES, 1989).
14
As correntes descendentes caracterizam as regiões inferiores durante o estágio
de dissipação (Figura 2.4c). Contudo, correntes ascendentes convectivas podem
permanecer, especialmente nas regiões superiores da nuvem. Próximo ao solo, o
ar divergente resfriado evaporativamente continua a alimentar a frente de rajada
e esta avança, afastando-se do sistema de nuvens. Deste modo, o ar erguido
pela frente de rajada já não mais alimenta as correntes ascendentes no interior
da tempestade. Uma precipitação estratiforme leve e uniforme prevalece durante
este estágio (COTTON; ANTHES, 1989).
2.4.3 Sistemas Convectivos de Mesoescala (SCM).
Grupos de tempestades convectivas individuais são freqüentemente organizadas
em sistema de mesoescala, exibindo comportamentos de longa duração (3
à 12h de vida), propagando-se como entidades discretas. Tais sistemas são
observados tanto nos trópicos como em latitudes médias, sobre oceanos e
continentes. Os SCM são a principal fonte de precipitação anual na maior parte
do globo e são forçados e fortemente influenciados pelas condições de larga
escala do meio no qual se desenvolvem (STENSRUD, 1996). As tempestades
embutidas nos SCM são freqüentemente a fonte de enchentes, ventos intensos
destruidores e, em latitudes médias, violentas tempestades com precipitação de
granizo e, em algumas ocasiões, tornados.
O termo sistema convectivo de mesoescala tem sido usado amplamente para
representar uma vasta classe de convecção, abrangendo desde Complexos
Convectivos de Mesoescala (CCM) à Linha de Instabilidade (LI). De fato, todas
as tempestades, com exceção da convecção isolada, recaem nesta ampla
classificação (RAY, 1990).
Segundo Cotton e Anthes (1989), o termo SCM descreve um sistema convectivo
profundo que é consideravelmente maior do que uma tempestade individual e
que é freqüentemente marcado por uma extensa nuvem estratiforme de médio-
alto níveis com várias dezenas de quilômetros de dimensão horizontal. Outra
característica que os distingue é a coexistência de precipitação convectiva e
estratiforme.
Knupp e Cotton (1987) definiram um SCM como qualquer grupo de nuvens
convectivas (forma linear ou não) que contenha, em algum estágio, tanto núcleos
15
convectivos como regiões adjacentes de precipitação estratiforme, originados
diretamente ou indiretamente das nuvens convectivas. Ray (1990) sugere que
a definição proposta por Knupp e Cotton (1987) seja menos restritiva para
incluir qualquer grupo de nuvens convectivas coexistentes que apresentem uma
interação dinâmica; relaxando assim a definição no que se refere à exigência
da região de precipitação estratiforme, muito embora a referida região seja
comumente encontrada.
Os elementos convectivos nos SCM exibem uma variedade de graus e tipos
de formação, dependendo da escala do meio na qual são formados. Os SCM
nos trópicos e em latitudes médias foram amplamente descritos em estudos
anteriores e Houze (2004) efetuou uma completa revisão da estrutura interna
e dinâmica desses sistemas juntamente com as interações com movimentos de
larga escala.
É bastante usual referir-se a DMC linearmente organizada como LI, por ser
esta a forma mais comum de organização linear encontrada em DMC. Um
fator relacionado ao desenvolvimento de uma estrutura linear é a natureza do
processo responsável por sua iniciação. O escoamento de saída (correntes
descendentes, formando bolsões de ar frio na superfície) é um mecanismo
eficiente de suspensão de parcelas de ar à superfície até o seu LFC.
Uma vez iniciado este processo, ele pode exercer um papel dominante no
desenvolvimento de células subseqüentes (DOSWELL, 2001). O ar erguido
apresenta variações típicas com relação ao levantamento e às características
termodinâmicas. Por isso, os primeiros desenvolvimentos ocorrem a pontos
relativamente isolados como células individuais. No entanto, à medida que a
convecção persiste, a fusão de novos escoamentos de saída com os antigos
resulta em uma expansão do bolsão de ar frio, gerando novas convecções,
geralmente na borda frontal. Assim, a natureza linear freqüentemente resulta
de um rápido preenchimento dos elementos convectivos ao longo de uma linha.
2.4.4 Linhas de Instabilidade (LI)
As LI são freqüentemente observadas sobre regiões de latitudes médias
convectivamente ativas e em algumas partes dos trópicos. Nas regiões de
latitudes médias, tais sistemas estão geralmente associados aos setores quentes
dos vórtices ciclônicos de mesoescala, frentes estacionárias e cavados pré-
16
frontais. Vários estudos foram realizados (OGURA; LIOU, 1980; HOUZE, 1981;
SZOKE; ZIPSER, 1986; ROTUNNO et al., 1988) nas duas regiões e as conclusões
quanto às características estruturais das LI (tropicais e de latitudes médias) são
bastante similares; com distorções nas intensidades, seja devido às condições
de larga escala do meio no qual se formavam os sistemas, ou pelo método de
estudo empregado.
As imagens do radar são capazes de revelar a estrutura interna de uma típica
LI em grandes detalhes. De uma forma geral, é observada uma linha de
precipitação convectiva intensa ao longo da borda frontal da tempestade onde
o gradiente de refletividade radar é particularmente forte. A taxa de precipitação
declina suavemente imediatamente atrás da linha, mas um máximo secundário
de precipitação pode ainda ser observado atrás da linha. O máximo secundário
corresponde a uma região de precipitação estratiforme relativa às células
convectivas mais velhas, que se acoplam, produzindo uma área de chuvas
estratiformes caracterizada, na refletividade radar, por uma banda brilhante no
nível de derretimento de gelo. Um modelo conceitual de LI de latitudes médias
desenvolvido por Smull e Houze (1985) é mostrado na Figura 2.5.
Figura 2.5 - Seção transversal através de um modelo de LI, com região estratiforme à
retaguarda, idealizado por Smull e Houze (1985).
Fonte: Wallace e Hobbs (2006)
O escoamento do ar da dianteira para retaguarda do sistema começa na camada
limite próxima à frente de rajada e se estende através da região convectiva,
onde é superposto às intensas correntes ascendentes. O escoamento então
inclina gradualmente em direção às nuvens estratiformes na retaguarda em
17
níveis médio-alto da troposfera (DOVIAK; ZRNIC, 1993). Segundo Wallace e Hobbs
(2006), as células convectivas nos estágios de maturidade e dissipação estão
embutidas neste escoamento ascendente inclinado (região que anteriormente
abrangia as mais vigorosas correntes ascendentes). Novas células se formam a
frente da região de intensa precipitação convectiva.
Cotton e Anthes (1989) identificaram que as correntes ascendentes são capazes
de advectar hidrometeoros (gelo e água) para a retaguarda do sistema. Estes
hidrometeoros, suficientemente grandes, deixam as correntes ascendentes,
infiltrando-se no escoamento de ar seco, com baixo valor de temperatura
potencial equivalente, que adentra o sistema pela retaguarda nos níveis médios,
onde por evaporação da água e derretimento e/ou sublimação do gelo resfriam o
ar. O ar resfriando-se evaporativamente adquire força de flutuação negativa, em
relação ao ar ao seu redor, e começa a afundar, à medida que se desloca para a
parte frontal da linha.
Segundo Doviak e Zrnic (1993), as partículas de gelo (representadas
na Figura 2.5 pelo asterisco) advectadas para os níveis mais altos pelo
escoamento ascendente, após os mecanismos de crescimento, iniciam sua
queda. Eventualmente, tais partículas alcançam níveis mais quentes, formando
agregados que produzem uma camada na região estratiforme, logo abaixo da
isoterma de 0
o
C, de altos índices de refletividade conhecida como banda
brilhante (área horizontal sombreada na Figura 2.5). O máximo secundário de
precipitação encontra-se então na região de precipitação estratiforme, onde
os hidrometeoros, já não mais sustentados pelas correntes ascendentes, se
precipitam e, sob ação da força de arrasto, direcionam o escoamento de ar
seco da retaguarda para a superfície, expandindo-se em diversas direções dando
início às correntes descendentes de mesoescala.
Convém lembrar que, segundo Smull e Houze (1987), o escoamento de
ar seco da retaguarda não ocorre em todas as LI, bem como a região
de precipitação uniforme. Em seus estudos com 18 (dezoito) SCM, eles
identificaram escoamentos de retaguarda com intensidades forte (> 10ms
−1
de
escoamento relativo), moderada (5 − 10ms
−1
) e ausência de escoamento.
Smull e Houze (1987), baseados em resultados obtidos durante o evento
”Preliminary Regional Experiment for STORM-Central (PRE-STORM)", também
18
mostraram que este escoamento na retaguarda da linha realmente ocupava um
canal contínuo estendendo-se dos níveis médios da borda traseira da região
estratiforme até os níveis baixos da região convectiva dianteira. E, ainda, próximo
à borda frontal da LI, o mesmo parecia fundir-se com as correntes descendentes
convectivas, sugerindo ser esta junção que enriquecia a intensidade da frente
de rajada na borda frontal, contribuindo para o resfriamento evaporativo do ar e,
conseqüentemente, para a intensificação do bolsão de ar frio.
Quando a região estratiforme existe, as correntes ascendentes de mesoescala
são freqüentemente observadas sobrepondo-se às correntes descendentes de
mesoescala (OGURA; LIOU, 1980). A altura de transição entre ambas parece estar
próxima ao nível de derretimento do gelo (área horizontal sombreada da Figura
2.5), sugerindo que as correntes descendentes de mesoescala possam estar
relacionada ao resfriamento evaporativo e ao derretimento do gelo em baixos
níveis; ao passo que as correntes ascendentes de mesoescala, ao aquecimento
por condensação.
A quebra entre a precipitação convectiva e estratiforme corresponde à região de
fraca subsidência logo atrás das células convectivas ativas, marcada por uma
refletividade mínima de eco radar em níveis baixos (SMULL; HOUZE, 1987). Uma
estrutura similar é observada também em LI tropicais e pré-frontais.
Smull e Houze (1987) descreveram ainda um jato (não mostrado na Figura 2.5)
originado na região frontal mais baixa da nuvem bigorna no sentido da dianteira
para a traseira da linha. Na região convectiva o jato aprofundava e prevalecia
sobre toda a troposfera acima dos 3km. Na região estratiforme, o núcleo deste
jato era encontrado logo acima do nível de derretimento. Na retaguarda, um
jato descendente de média troposfera no sentido da retaguarda para a dianteira
penetrava o sistema e retornava para a retaguarda em níveis baixos.
A Figura 2.6 mostra a idealização de uma LI tropical oceânica com precipitação
estratiforme à retaguarda.
As parcelas do ar da camada limite sub-nuvem, reforçadas (adicionadas) pelo ar
ambiente na camada da nuvem, ascendem, formando as correntes ascendentes
convectivas básicas, até perderem sua flutuação (“buoyancy") quando adentram
ou encontram uma camada estável do ambiente em altos níveis da troposfera.
19
Figura 2.6 - Esquema de uma LI tropical oceânica idealizada com precipitação
estratiforme à retaguarda.
Fonte: Houze (2004), adaptado de Zipser (1977)
O ar ambiente de níveis médios de baixo valor de temperatura potencial
equivalente, adentrando pela dianteira e retaguarda, resfria-se por evaporação
e derretimento, afundando. Ao afundar até a superfície enfraquece as correntes
ascendentes, dando início às precipitações convectivas, na linha frontal; e
às correntes descendentes de mesoescala com precipitação estratiforme, à
retaguarda. Na região convectiva distingue-se a zona “cross over", onde as
correntes convectivas ascendentes e descentes coexistem.
Houze (2004) mostra o resultado para o vento horizontal obtido a partir
da simulação de modelo para uma LI tropical com precipitação estratiforme
à retaguarda (Figura 2.7), onde se observa bem definida a circulação de
mesoescala no interior da LI.
20
Figura 2.7 - Resultado para o vento horizontal obtido por simulação de modelo para
uma LI tropical com precipitação estratiforme à retaguarda. Os contornos
representam a velocidade horizontal com intervalo de 4ms
−1
(linha tracejada
representa velocidade negativa e linha cheia, velocidade positiva). As
flechas indicam a direção do escoamento horizontal. O bolsão de ar frio é
encontrado em x = 0 na região de convergência. A região sombreada clara
demarca escoamento acima de 8m.s
−1
; enquanto que a área sombreada
escura, regiões de vento acima de 16ms
−1
.
Fonte: Houze (2004), adaptado Pandya e Durran (1996)
21
3 REVISÃO BIBLIOGRÁFICA
Nesta etapa, serão apresentadas as técnicas “Velocity-Azimuth Display" -VAD
e “Forecast and Tracking of Active Convective Cells" - ForTraCC que serão
utilizadas como ferramentas para o desenvolvimento das atividades integrantes
deste trabalho; bem como, o trabalho de alguns autores que nortearão os
processos empregados para atingir os objetivos propostos.
3.1 A técnica “Least Square-Velocity Azimuth Display" -LS VAD
A velocidade radial dada em função do ângulo azimutal é conhecida como
“Velocity-Azimuth Display" -VAD. A partir desta relação, é possível determinar,
em valores médios, o perfil vertical do vento horizontal e alguns termos
derivativos, assumindo a uniformidade da precipitação e a linearidade local do
vento.
Uma técnica, entre os métodos mono-Doppler, é o “Least Square-Velocity
Azimuth Display" -LS VAD que fornece, em termos médios, os valores do vento
horizontal, refletividade e divergência, para diversos níveis. Entre os métodos
tipo multi-Doppler, pode-se citar o “Multiple Doppler Synthesis and Continuity
Adjustment Technique" -MUSCAT, desenvolvido para no mínimo dois radares
(CHONG; BOUSQUET, 2001), capaz de determinar vento nas três dimensões.
Na realidade, hoje já existem métodos de assimilação mais complexos para a
obtenção do campo de vento tridimensional (3D) a partir do tipo mono-Doppler
que são generalizados como método multi-Doppler.
Segundo Browning e Wexler (1968), o uso do radar Doppler pulsado para medir o
campo do vento horizontal foi primeiramente sugerido por Probert-Jones (1960).
Ainda segundo os autores, Lhermitte e Atlas (1961) descreveram como o referido
radar poderia ser usado, em situações de precipitação, na determinação da
direção e velocidade do vento médio horizontal e da velocidade de queda da
precipitação (velocidade terminal, aqui chamada V
f
, do inglês “fall velocity"), a
diferentes altitudes. Lhermitte e Atlas (1961) propuseram um modo de varredura
na qual o feixe do radar é direcionado a um grau de elevação constante, enquanto
gira ao redor de um eixo vertical, com os “range gate" selecionados a sucessivas
altitudes de interesse. À medida que o feixe varre os 360
o
, o radar fornece a
saída da velocidade radial das partículas da precipitação em função do azimute
23
em diversas altitudes. A esta saída dá-se o nome de “Velocity Azimuth Display" -
VAD.
Lhermitte e Atlas (1961) mostraram também que, contanto que os campos
de vento e velocidade de queda da precipitação sejam horizontalmente
homogêneos, a velocidade radial média é uma função seno do ângulo azimutal.
A amplitude e fase desta senóide são, respectivamente, medidas da velocidade
e direção do vento na altitude escolhida e o deslocamento por inteiro da senóide
do zero de velocidade é uma medida da velocidade de queda da precipitação
(ver Apêndice A).
Caton (1963) estendeu a idéia de Lhermitte e Atlas, ressaltando que a
convergência do campo de vento também produz um campo de velocidade
radial em direção ao radar, afetando assim o VAD de modo similar à velocidade
de queda da precipitação (que também se movimenta em direção ao radar).
Efetuando a varredura radar entre sucessivos ciclos de VAD, Caton (1963) obteve
estimativas independentes da velocidade de queda da precipitação, sendo
capaz então de inferir a magnitude da divergência. Contudo, ele desprezou os
erros introduzidos pela não homogeneidade horizontal na velocidade de queda
que podem em algumas circunstâncias invalidar as estimativas de divergência
(BROWNING; WEXLER, 1968).
Browning e Wexler (1968) propuseram um método para obtenção do vento radial
médio em situações onde os campos das velocidades do vento e terminal não
são uniformemente horizontais. Os autores afirmam que sob certas precauções
os efeitos da não homogeneidade da velocidade terminal e do cisalhamento
do vento podem ser minimizados. Essas condições podem ser resumidas em
efetuar as varreduras cônicas a curtas distâncias (20km) e a baixos ângulos de
elevação (máximo de 9
o
), garantindo assim uma distribuição azimutal uniforme.
Deste modo, os desvios da velocidade radial média de uma senóide perfeita
constituem uma medida confiável de grandezas derivadas da velocidade do
vento (divergência, deformação e eixo de dilatação), além de uma ótima precisão
na estimativa da direção e velocidade média do vento.
Testud et al. (1980) propuseram uma técnica modificada para o VAD, baseada no
método de análise estatística dos mínimos quadrados (least square" -LS, para se
determinar os parâmetros compreendidos na função de custo, descrita adiante,
24
e por conseguinte as componentes do vento e seus termos derivativos. Segundo
os autores, a grande originalidade deste método é permitir uma descrição
objetiva e precisa do vento bem antes, durante, e bem após a passagem do
sistema frontal, mesmo em condições de distribuição azimutal não homogênea
(diferentes velocidades terminais durante a precipitação), contrastando com a
condição necessária de homogeneidade descrita por Browning e Wexler (1968).
Para cada área e nível selecionados, as componentes zonal e meridional da
média do vento horizontal, bem como suas derivadas de primeira ordem, são
deduzidas da velocidade Doppler (V
D
) corrigida por W
0
, por meio da minimização
da função de custo, J
uv
, definida como:
J
uv
(z) =
D
(V
D
− W
0
sin α) −
U
0
+
∂U
∂x
x +
∂U
∂y
y
cos β cos α+
−
V
0
+
∂V
∂x
x +
∂V
∂y
y
sin β cos α
2
dxdydz (3.1)
Sendo que D é o domínio tridimensional, α é o ângulo de elevação e β é o
azimute (ver Georgis et al. (2003), página 503).
Na técnica LS VAD, aplicada neste trabalho, a função de custo é definida, após
algumas manipulações, como:
J
uv
(z) =
U
0
a + V
0
b + W
0
c +
∂U
∂x
ax +
∂U
∂y
ay +
∂V
∂x
bx +
∂V
∂y
by − V
D
2
(3.2)
Sendo R o alcance horizontal e: a = sin α sin β; b = sin α cos β; c = sin α; x = R ∗ a
e y = R ∗ b
Colocando os termos acima na função de custo, tem-se que
∂U
∂y
e
∂V
∂x
possuem o
mesmo coeficiente e, por isso, são indiscerníveis na função. Restando, portanto,
a determinação de seis coeficientes, a saber: U
0
; V
0
; W
0
;
∂U
∂x
;
∂U
∂y
e (
∂U
∂y
+
∂V
∂x
).
A resolução do sistema indeterminado criado é efetuada pelo método dos
25
mínimos quadrados. A vantagem do LS VAD é que nenhuma consideração de
distribuição azimutal é necessária, uma vez que os ajustes são realizados em
todos os dados a cada nível específico Z
k
(Z
k
+
∆Z
2
e Z
k
−
∆Z
2
; para k = 1, 2, 3, ...n).
Outra hipótese importante é que W
0
, variável que contém as contribuições
da corrente ascendente e velocidade terminal das gotas, é supostamente
considerada constante em cada volume de informação compreendido pelo
domínio. Esta suposição é válida, pois a integral em Z é definida para
uma diferença de altura relativamente pequena, porém para áreas horizontais
grandes. Evidentemente, o método se ajusta melhor em regiões de precipitação
uniforme.
Browning e Harrold (1969) foram os primeiros a utilizar uma série temporal de
varreduras radar, obtida pela técnica VAD, convertendo a coordenada tempo em
espaço por meio da velocidade de translação do sistema (Figura 3.1). Testud et
al. (1980) também se utilizaram do mesmo procedimento para a determinação
do vento em uma frente que deslocou-se às ilhas britânicas em 20 de maio de
1976. Chong et al. (1987), durante a observação da propagação de uma linha de
instabilidade no experimento “Convection Profonde Tropicale(COPT 81)"no oeste
da África, utilizaram a técnica LS VAD (ver figuras 15 e 16 nas páginas 686 e 688,
respectivamente, do referido artigo), relacionando tempo e distância por meio da
velocidade de translação do sistema.
3.1.1 A Técnica ForTraCC - Radar
O ForTraCC satélite (“Forecast and Tracking of Active Convective Cells") é um
sistema que se caracteriza pela determinação de trajetórias e ciclo de vida dos
SCM, a partir de imagens do satélite GOES, através dos limiares de temperatura
de brilho de 235K e 210K, e foi desenvolvido baseado nos trabalhos de Machado
et al. (1998) e Machado e Laurent (2004). Este sistema vem sendo utilizado
operacionalmente na Divisão de Satélites e Sistemas Ambientais (DSA) do
Centro de Previsão de Tempo e Estudos Climáticos (CPTEC) como resultado
dos trabalhos de Machado et al. (1998) .
A técnica ForTraCC adaptada para uso com imagens do radar foi desenvolvida
por Queiroz (2008) e combina as varreduras volumétricas do radar com o sistema
ForTraCC, permitindo o monitoramento dos sistemas precipitantes durante seus
26
deslocamentos a partir do limiar de 20dBZ.
A técnica ForTraCC é um algoritmo que permite o rastreamento das
características radiativas e morfológicas de sistemas convectivos de mesoescala
e a previsão dessas propriedades físicas. Os passos principais deste algoritmo
consistem em: (a) um método de detecção de aglomerados de nuvens baseado
em limiares de tamanho e temperatura de brilho (refletividade, na adaptação
do algoritmo ao radar meteorológico); (b) um módulo estatístico para identificar
parâmetros morfológicos e radiativos; (c) uma técnica de rastreamento baseado
em superposição de áreas entre imagens sucessivas; e (d) um módulo
de previsão baseado na evolução destes sistemas em passos de tempo
anteriores (VILA et al., 2008). Esse algoritmo foi adaptado para rastrear sistemas
precipitantes, a partir do produto radar conhecido como “ Constant Altitud
Plan Position Indicator" (CAPPI) em 3km para um limiar mínimo de 20dBz,
considerado de uma modo geral, segundo uma distribuição de Marshall Palmer, o
limiar que define o mínimo identificado pelo radar como precipitação (CALHEIROS;
MACHADO, 2008).
Segundo Vila et al. (2008), a metodologia usada na obtenção do vetor
deslocamento é baseada no deslocamento do centro geométrico de massa entre
dois intervalos de tempo anteriores e, evidentemente, requer considerações de
pouca variabilidade na intensidade e direção do deslocamento, em uma escala
de tempo de 30min, bem como no tamanho e na forma do sistema.
3.2 Tempestades Convectivas e Distribuição no Espaço R
As tempestades convectivas se apresentam em uma larga variedade de formas,
abrangendo uma escala que se estende desde uma tempestade isolada,
envolvendo uma única nuvem ou célula, até os SCM constituídos por um conjunto
de várias células interagindo entre si. Como mostrado, o CAPE mede se as
condições termodinâmicas são favoráveis ao desenvolvimento da convecção,
fornecendo assim uma orientação quanto à sua intensidade. No entanto, o CAPE
por si só não fornece qualquer noção sobre o tipo mais provável de organização
das tempestades convectivas. De fato, o tipo de tempestade dependerá também
do cisalhamento vertical do vento do ar ambiente, especialmente o da baixa
troposfera (Holton (2004), p 298).
27
Segundo Ray (1990), cada tipo ou modo de convecção resulta de um ambiente
distinto. Geralmente, as distinções se tornam turvas na transição de um
estereótipo para outro e a tentação de subclassificar as tempestades acabam
sendo difíceis de resistir.
3.2.1 Tipos de Sistemas Convectivos e seus Relacionamentos com
cisalhamento e CAPE
O cisalhamento do vento influencia significativamente a forma da convecção e,
por isso, pode ser incorporado entre os índices de melhores preditores de tempo
severo. Em um esforço de classificar os modos de convecção, Weisman e Klemp
(1982) introduziram o número de Richardson, R:
R =
CAP E
(
1
2
)u
2
,
sendo u definido como a diferença entre a velocidade do vento médio da camada,
tomado nos primeiros 6km mais baixo da atmosfera, e a velocidade média do
vento nos primeiros 500m mais baixos (JOHNSON; MAPES, 2001).
Carbone et al. (1990) fornecem uma síntese dos modos organizacionais de
vários sistemas convectivos em termos do que eles definem como conceito de
“Espaço R", sendo R o número de Richardson, mostrado na Figura 3.2.
A localização de um tipo de sistema convectivo específico em uma posição
no sistema de coordenadas cisalhamento do vento-CAPE se relaciona ao seu
modo mais comumente observado; sendo assim, um tipo de sistema particular
pode estender-se pelos valores das coordenadas cisalhamento do vento-CAPE,
transpassando a linha azul da Figura 3.2. Além disso, outros fatores, tais como o
perfil vertical de vapor d’água, mecanismo de iniciação da convecção e forçantes
de mesoescala, podem ser importantes na determinação da estrutura convectiva
específica em um meio ambiente particular de CAPE e cisalhamento do vento.
Severidade neste contexto implica na presença de granizo, fortes ventos de
superfícies e/ou tornados (Jorgensen e Weckwerth (2003) ).
SCM/LI tropicais e de latitudes médias, usualmente, existem em ambientes
comparáveis de CAPE e cisalhamento (Houze (1981) e Smull e Houze (1985)).
28
Esta similaridade em estrutura e ambiente implica que processos dinâmicos
similares, moldados pelo CAPE e cisalhamento do vento, estão atuando
independentemente da latitude ou das características da superfície (oceano ou
continente).
O mecanismo forçante inicial da convecção desempenha um forte papel na
definição da característica do sistema convectivo. Embora as linhas convectivas
tenham a tendência de apresentar um período de vida mais longo do que as
tempestades individuais (BLUESTEIN; JAIN, 1985), elas aparentemente coexistem
no mesmo ambiente (Parker e Johnson (2000) e Bluestein e Parker (1993)).
29
Figura 3.2 - Ilustração esquemática de tipos de: (a) tempestades convectivas usualmente
associadas com ambientes de cisalhamento vertical do vento e CAPE.
O âmbito aproximado das tempestades multicelulares é mostrada na
região sombreada; e (b) organização de SCM usualmente associados a
regimes similares de cisalhamento do vento-CAPE. A curva azul demarca
grosseiramente os sistemas severos dos ordinários. Embora os eixos de
valores sejam supostamente esquemáticos, típicos valores de CAPE e
cisalhamento variam aproximadamente de 0 − 5000Jkg
−1
e 0 − 20ms
−1
, nos
2, 5km de altura mais baixos da atmosfera, respectivamente.
Fonte: Carbone et al. (1990). Adaptado por Jorgensen e Weckwerth (2003)
31
3.3 Teoria do Movimento e Propagação de Tempestades
Acaba não sendo nenhuma surpresa o fato de que fatores que controlam a
determinação dos tipos de tempestades venham a ser importantes também em
sua evolução. Segundo Cotton e Anthes (1989), alguns sistemas se movem a
uma velocidade correspondente a algum nível, geralmente da média troposfera,
chamado de ‘steering level" (do inglês nível guia ou de direção). Este é o nível
no qual o vetor do vento é aproximadamente igual ao vetor que representa o
deslocamento da tempestade.
Ray (1990) também atesta que células simples são observadas moverem-se com
o vento médio na camada que as contém; e acrescenta que na ausência de
cisalhamento ou particularmente se ele está confinado aos níveis mais altos, a
tempestade estará praticamente livre de sua influência. No entanto, na presença
de grande instabilidade potencial e cisalhamento do vento, particularmente em
níveis baixos e médios da troposfera, e sob certas condições, as tempestades
são observadas desviarem-se, algumas para a esquerda e outras para a
direita, do vento médio da camada. Durante os estudos iniciais, chegou a ser
proposto que o efeito de Coriolis era o responsável pela rotação ciclônica das
tempestades, e seu deslocamento para a direita, no Hemisfério Norte e pela
rotação anticiclônica, e movimento para a esquerda, no Hemisfério Sul.
Klemp e Wilhelmson (1978) mostraram que o efeito de Coriolis exercia apenas
uma pequena influência sobre a rotação e movimento das tempestades. Mais
propriamente, o movimento das tempestades era sensível às variações na
direção do vento com a altura. Variações na direção do vento com a altura
desempenham um importante papel na dinâmica de tempestades convectivas.
Os perfis verticais de vento que exibem significantes mudanças na direção
do vento são convenientemente dispostos em termos de uma hodógrafa: uma
representação gráfica das componentes do vento U e V para uma simples
sondagem vertical, com os pontos representando sucessivos níveis conectados
por uma curva (Figura 3.3a). Em qualquer nível no perfil, o vetor cisalhamento
vertical do vento é tangente à curva da hodógrafa naquele nível (ROTUNNO;
KLEMP, 1982; RAY, 1990).
Klemp e Wilhelmson (1978) afirmam que a característica chave de uma
hodógrafa que distingue entre uma tempestade multicelular e uma supercélula
32
é o grau de variação do vetor cisalhamento com a altura. Eles estabeleceram
que o nível crítico de curvatura da hodógrafa está nos primeiros 2 − 4km da
atmosfera, aproximadamente. No entanto, deve-se notar que a virada do vento
não implica necessariamente em curvatura do vetor cisalhamento do vento.
Rotunno e Klemp (1982) apresentam os resultados de dois exemplos
comparativos, retirados dos experimentos numéricos conduzidos por Klemp et al.
(1981), com o objetivo de simular uma tempestade (com presença de tornados)
ocorrida em 20 de maio de 1977 próxima à Del City-Oklahoma, onde o efeito de
Coriolis foi negligenciado. A hodógrafa do ambiente é mostrada na Figura 3.3a.
Esta hodógrafa indica que o vetor cisalhamento do vento gira no sentido horário
com a altura sobre toda a troposfera (em uma hodógrafa, onde as componentes
do vento U e V são plotadas, a direção do vetor cisalhamento do vento ,
∂
V
∂z
, é obtida pela tangente local à curva, com ordenada e abscissa orientadas
no sentido norte e leste, respectivamente). Juntamente com esta hodógrafa, é
mostrada uma hodógrafa reta, contendo aproximadamente a mesma magnitude
do cisalhamento do vento nos primeiros 6km (sem cisalhamento acima), mas
sem variação de direção com a altura.
A Figura 3.3b contém os cortes horizontais, a 2, 25km acima da superfície, da
velocidade vertical e água precipitável em quatro estágios do desenvolvimento
para a hodógrafa reta. Durante o estágio inicial (20min), a corrente ascendente
é quase simétrica em relação ao eixo traçado. Logo após (40min), a corrente
ascendente se alonga na direção do vetor cisalhamento do vento. No sexagésimo
minuto, a chuva formada no centro do eixo da célula principal divide a
corrente ascendente em um par de correntes ascendente/descendente. Após
o octogésimo minuto, cada par desloca-se à esquerda e à direita do vetor,
respectivamente. O campo de vorticidade (não mostrado) indicava que a
corrente ascendente deslocada à direita era ciclônica (positiva) e a da esquerda,
anticiclônica (negativa).
A Figura 3.3c mostra que há uma tendência à direita (do vetor cisalhamento
do vento ) da corrente ascendente, já no estágio inicial. Aos 40min do
desenvolvimento, o setor direito da corrente ascendente dividida é mais forte
do que a da esquerda. E aos 60 e 80min, há o predomínio do lado direito.
Como o efeito de Coriolis foi negligenciado para o experimento, Klemp et al.
(1981) concluem que o único fator possível para a tendência apresentada é a
33
Figura 3.3 - Hodógrafas de vento da troposfera obtidas a partir de modelo de nuvem
tridimensional (hodógrafa reta) e de sondagens durante a tempestade
ocorrida em 20 de maio de 1977, próxima a Del City - Oklahoma (hodógrafa
curva), (a). Contornos horizontais de velocidade vertical a 2, 25km a
diversos instantes para a hodógrafa reta (b); e para a hodógrafa curva
(c). As correntes ascendentes (linhas sólidas) e as descendentes (linhas
tracejadas) em incrementos de 4ms
−1
, começando com 2ms
−1
. A linha mais
grossa delimita o campo de água líquida de 0, 5gkg
−1
prognosticada pelo
modelo. O eixo diagonal representa a direção do vetor cisalhamento do vento
. No painel (c), o desenvolvimento da tempestade à direita é acentuado em
relação à da esquerda.
Fonte: Rotunno e Klemp (1982)
curvatura da hodógrafa na porção mais baixa da atmosfera (até os primeiros
4km) e afirmam que a influência do cisalhamento do vento direcional parece
ser um resultado geral e não apenas um resultado peculiar para este modelo
numérico.
A cisão (“splitting") de tempestades é observada tanto em estruturas
multicelulares como em supercélulas e pode ser claramente visualizada em
imagens contínuas de radar. No entanto, freqüentemente o membro da divisão
que não é favorecido durante o desenvolvimento não consegue ser detectado
como uma entidade separada do sistema da qual fazia parte.
34
3.4 Separação de tempestades (“Storm Splitting" )
O processo de separação de tempestades foi atribuído ao desenvolvimento de
uma nova nuvem devido a vórtices produzidos nas tempestades que induzem a
ascensão nos flancos da corrente ascendente (Cotton e Anthes (1989), p. 515).
Uma corrente ascendente em ambiente de cisalhamento produzirá dois vórtices
de rotações contrárias. Wilhemson e Wilhemson (1981) mostraram que um par
de vórtices se desenvolve em um plano horizontal no qual a vorticidade vertical
positiva ocorre no flanco direito (em relação ao vetor cisalhamento do vento)
da corrente ascendente; enquanto que a vorticidade vertical negativa ocorre no
flanco esquerdo da corrente ascendente.
Rotunno e Klemp (1982) e Holton (2004) mostram, partindo da equação da
vorticidade em sua forma cartesiana (Apêndice C), que a geração destes vórtices
provém da inclinação (“tilting") da vorticidade horizontal gerada na interface do
bolsão de ar frio/corrente ascendente. A equação 3.3 (10.3 do Apêndice C) é
a forma linearizada da inclinação (“tilting") das linhas de vórtices e mostra que
o par de vórtices de rotação contrária fica perpendicular (produto vetorial) ao
cisalhamento ambiente (Rotunno e Klemp (1982) e Ray (1990)).
Dς
Dt
=
ˆ
k •
d
V
dz
×
∇w
(3.3)
Sendo que ς
é a perturbação da componente vertical do vetor de vorticidade,
d
V
dz
é o vetor cisalhamento do vento, e w
é a perturbação da componente vertical do
movimento. Na Figura 3.4a e b, observa-se como uma vorticidade no sentido anti-
horário (vista olhando no sentido positivo do eixo do x) sobre o eixo x inclina-se,
sob a ação de uma corrente ascendente, tornando-se uma vorticidade positiva
sobre o eixo z (anti-horária olhando-se de cima para baixo). Observa-se ainda o
desenvolvimento de um par de vórtices de rotação contrária nos níveis médios,
gerados a partir de uma corrente ascendente no interior da nuvem. Este é um
poderoso mecanismo que impõe rotação às tempestades convectivas, induzindo
perturbações negativas de pressão, que intensificam o gradiente de pressão,
no sentido ascendente, na base das correntes ascendentes, tornando-as mais
eretas (WALLACE; HOBBS, 2006).
35
Figura 3.4 - Esquema ilustrativo mostrando: (a) como uma corrente ascendente de
uma célula convectiva pode adquirir vorticidade (sobre eixo vertical), pela
entrada de ar da camada limite com vorticidade sobre o eixo dos x devido ao
cisalhamento vertical do ambiente; e (b) o mesmo processo ocorrendo nos
flancos de uma corrente ascendente no estágio inicial de uma tempestade
convectiva. A seta negra representa a corrente ascendente, e as setas finas
circulares o sentido de rotação.
Fonte: Wallace e Hobbs (2006)
Holton (2004) propõe uma explicação simples para o gradiente de pressão
vertical nos flancos da tempestade. A partir da aplicação do divergente na
equação do movimento e posterior linearização, utiliza-se do uso de coordenadas
cilíndricas para explicar a existência de uma perturbação negativa de pressão
no interior dos vórtices indiferentemente do sentido de rotação. Segundo ele,
a forte rotação de níveis médios induzida pela torção e extensão dos vórtices
tubulares cria, pela ação da força centrífuga, o efeito de uma bomba de
sucção, causando uma perturbação dinâmica de pressão negativa centradas
nos vórtices. Esta perturbação, por sua vez, produz uma contribuição dinâmica
direta na componente vertical da força gradiente de pressão, proporcionando
assim uma aceleração para cima e intensificando as correntes ascendentes nos
núcleos dos vórtices de rotação contrária (Figura 3.4a).
Uma análise de Rotunno e Klemp (1982) discute a importância dos gradientes
de pressão envolvidos na ascensão rotacional do ar nos flancos da tempestade
e sua importância na divisão da célula. Eles dividem as acelerações verticais
em componentes envolvendo forças de flutuação e dinâmicas, relacionando as
forças dinâmicas com a rotação em níveis médios.
Klemp e Wilhelmson (1978) sugeriram que a corrente descendente no interior da
nuvem, ocasionada pelo arrasto durante a forte precipitação, contribuía para a
36
divisão da tempestade (Cotton e Anthes (1989), p. 515).
A corrente ascendente inicial produz e acumula hidrometeoros. À medida que
o processo de “splitting" progride, a corrente descendente central inclina os
vórtices tubulares para baixo, produzindo também dois pares de vórtices com
circulação contrária (Figura 3.4b). Através do arrasto da precipitação e da
força de flutuação (“buoyancy") negativa, a corrente descendente se intensifica,
ocorrendo assim a separação das células.
Contudo, a separação é observada em simulações numéricas deste fenômeno
mesmo quando os processos microfísicos que acentuam a corrente descendente
são negligenciados (Rotunno e Klemp, 1982; Ray, 1990). Devido a este reforço
na subida do ar ocorrer, não no meio da corrente ascendente, mas ao longo
dos flancos direito e esquerdo, a corrente ascendente alarga-se e eventualmente
divide-se, mesmo na ausência de precipitação, formando duas supercélulas.
Deste modo, o processo de divisão da tempestade é uma conseqüência das
perturbações de pressão induzidas pelos vórtices de rotação contrária de média
troposfera, intensificados pela forte corrente descente central (Rotunno e Klemp
(1982) e Ray (1990)).
Na presença de cisalhamento vertical do vento unidirecional (Figura 3.5a e
b), uma corrente ascendente inicial simétrica se dividirá em duas correntes
ascendentes iguais, cada uma com sentido de rotação oposto à outra.
37
Figura 3.5 - Ilustração esquemática da inclinação de vórtices tubulares, gerados no
cisalhamento do ambiente, devido a suas interações com a corrente
ascendente de uma célula convectiva. Flechas cilíndricas mostram a direção
do escoamento, e as linhas sólidas representam linhas de vórtices com
o sentido de rotação indicado por flechas circulares. Flechas sombreadas
representam as influências das forçantes que promovem o desenvolvimento
de novas correntes ascendentes e descentes. Linhas tracejadas indicam a
região de precipitação. (a) estágio inicial, e (b) estágio de separação. O limite
do ar frio espalhado na superfície logo abaixo da nuvem de tempestade é
representado pela linha com barbelas.
Fonte: Wakimoto (2001). Baseado na figura 3, p. 375 de Klemp (1987)
38
3.4.1 Propagação de tempestades
Impressionados com a tendência de desvio para a direita nos experimentos
numéricos conduzidos por Klemp et al. (1981), Rotunno e Klemp (1982)
consideraram a teoria linear para explicar esta tendência.
A teoria linear prediz que uma corrente ascendente inicialmente simétrica
interage com o cisalhamento de tal modo que produz um gradiente de pressão
vertical favorável (desfavorável), abaixo do nível de velocidade vertical máxima,
no lado direito (esquerdo) da corrente ascendente quando o vetor cisalhamento
do vento gira no sentido horário com a altura. Além disso, a teoria linear também
prediz a geração de vorticidade ciclônica (devido à inclinação dos vórtices)
no lado direito do vetor cisalhamento do vento, onde a corrente ascendente
prevalece. Do mesmo modo, o lado esquerdo seria favorecido se o vetor
cisalhamento do vento girasse no sentido anti-horário (Rotunno e Klemp (1982)).
O campo de perturbação da pressão, p
, associado com a corrente ascende
simétrica é dado pela equação 3.4 (Equação 11.1 do Apêndice D):
p
∝
∂
¯
V
∂z
•
∇w
(3.4)
A equação 3.4 mostra que as perturbações de pressão estão alinhadas
paralelamente (produto escalar) ao cisalhamento (Rotunno e Klemp (1982); Ray
(1990)). Considerando uma corrente ascendente simétrica inicial w
0
(x) em um
escoamento zonal onde
∂U
∂z
> 0, tem-se:
p
∝
∂U
∂z
.
∂w
0
∂x
(3.5)
A equação 3.5 mostra que uma perturbação positiva de pressão (H) se formará
no lado oeste (
∂w
0
∂x
> 0) e uma baixa pressão se formará no lado leste (
∂w
0
∂x
< 0)
da corrente ascendente (Figura 3.6a). Assim, em qualquer nível, um gradiente
de pressão horizontal negativo se forma através da corrente ascendente na
direção do vetor cisalhamento do vento do ambiente. O gradiente de pressão
será maior no nível onde w
0
tiver maior intensidade (e conseqüentemente,
∂w
0
∂x
).
Deste modo, não havendo variação no vetor cisalhamento do vento, as altas e
39
baixas permanecem verticalmente empilhadas e o escoamento se desenvolve
simetricamente em torno do vetor cisalhamento do vento. Esta distribuição
de pressão tende a evitar que a corrente ascendente se separe do vetor
cisalhamento do vento. Além do mais, este gradiente de pressão não-hidrostático
ajuda a erguer parcelas de flutuação negativa até o seu LFC.
Vale aqui enfatizar que em situação na qual o vento varie no sentido horário
pode não ser diferente do caso descrito acima. Isto é, uma hodógrafa pode
exibir vento variando no sentido horário com altura e vetor cisalhamento do vento
unidirecional, conforme ilustrado no painel (c) da Figura 3.6.
Quando o vetor cisalhamento do vento varia de direção com a altura, a situação
é fundamentalmente diferente, pois não há mais eixo de simetria no fluido.
A Figura 3.6b mostra uma hodógrafa hipotética na qual o vetor cisalhamento do
vento gira no sentido horário com a altura. Neste caso, o gradiente de pressão
horizontal obedece ao mesmo giro com a altura. Baixas (L) se formam a nordeste
e sudeste (nível baixo e médio, respectivamente) e altas (H), a sudoeste e
noroeste (nível baixo e médio, respectivamente). Deste modo, gradientes de
pressão vertical são criados, assistindo à subida do ar no lado sul da corrente
ascendente e inibindo o movimento ascendente no lado norte (Figura 3.6d).
Assim, quando a hodógrafa é curva de modo tal que o vetor cisalhamento do
vento gira no sentido horário com a altura, Rotunno e Klemp (1982) mostraram
que a vorticidade vertical positiva e o gradiente de pressão vertical estão
positivamente correlacionados, na região à direita do vetor cisalhamento do
vento, favorecendo a produção de corrente ascendente; enquanto que no lado
esquerdo, há uma correlação negativa, inibindo as correntes ascendentes.
Deste modo, Rotunno e Klemp (1982) explicam a tendência das tempestades
com giro ciclônico, que desviam à direita da linha do vetor cisalhamento do vento,
apresentarem correntes ascendentes com maior intensidade, sob condições de
vetor cisalhamento do vento girando no sentido horário. Em contraste, se o
vetor cisalhamento do vento gira no sentido anti-horário com a altura, então
um movimento anticiclônico com desvio à esquerda deverá prevalecer (COTTON;
ANTHES, 1989).
40
Figura 3.6 - Esquema ilustrativo do comportamento da pressão e vorticidade (a e c)
para o vetor cisalhamento do vento não variando com a altura; e (b e d),
variando no sentido horário com a altura. As hodógrafas correspondentes
para o cisalhamento ambiente do nível baixo (“level L") ao médio (“level M")
estão inseridas à esquerda dos painéis a e b. Os gradientes de pressão
horizontal, paralelos ao vetor cisalhamento do vento, são indicados a cada
nível juntamente com as localizações de vorticidade positiva e negativa. As
orientações das forças de gradiente de pressão vertical resultantes entre os
níveis baixos e médios são indicadas por setas pretas nos painéis a e b (a
seta branca no painel b dá idéia de profundidade) e sombreadas nos painéis
c e d. O vetor cisalhamento do vento nos painéis a e b são representados
por linhas cheias finas; enquanto que nos painéis c e d, por setas largas e
brancas.
Fonte: Rotunno e Klemp (1982) (a e b) e Klemp (1987) (c e d).
3.4.2 Propagação de Sistemas Precipitantes
Desde o grande projeto sobre tempestades conhecido como “Thunderstorm
Project", ocorrido na Flórida e em Ohio nos Estados Unidos no final
da década de quarenta, quando Byers e Braham (1949) introduziram o
conceito de célula convectiva, muitos outros trabalhos foram produzidos,
41
enriquecendo os conhecimentos sobre convecção úmida profunda (Knupp e
Cotton (1987); Rotunno e Klemp (1982)). Em geral, esses trabalhos enfatizam
a importância do escoamento de larga escala e os processos de mesoescala na
formação de tempestades (severas) convectivas. Enquanto aqueles estabelecem
as condições atmosféricas favoráveis à formação das tempestades, estes
inicializam o processo (JOHNSON; MAPES, 2001).
Deste modo, a maior parte dos trabalhos se atém à estrutura e à evolução de
tempestades convectivas, existindo uma carência com relação à propagação
dos sistemas. Apesar de ainda bastante restrita, a bibliografia a cerca
do deslocamento das tempestades apresenta alguns modelos conceituais
desenvolvidos para a determinação da velocidade de propagação das
tempestades. Por exemplo: o modelo para LI tropical com deslocamento mais
rápido do que o escoamento básico em todos os níveis (MONCRIEFF; MILLER,
1976); e o modelo “Steering Level", para tempestades que se deslocam a uma
velocidade aproximadamente igual à intensidade do vento em um determinado
nível da atmosfera, considerando o cisalhamento vertical do escoamento básico
constante (MONCRIEFF, 1978). Contudo, esses trabalhos estabelecem relações à
propagação de sistemas de mesoescala (organização convectiva), deixando de
lado os sistemas menores em escala de nuvem, como aqueles detectados pelos
radares meteorológicos, aqui chamados de sistemas precipitantes.
O advento do radar meteorológico possibilitou a obtenção de informações
precisas e confiáveis sobre o deslocamento individual de tempestades.
Tempestades estas muito pequenas para serem estudadas em detalhes pela
rede sinótica normal e muito grande para uma simples inspeção visual.
O desenvolvimento de grandes tempestades normalmente ocorre em uma
região favorável gerada por processos ciclônicos de larga escala; porém,
seu deslocamento é influenciado pelo comportamento individual das células
convectivas componentes e de suas interações com o campo do vento ambiente
(GANDú; SILVA-DIAS, 1984).
As distribuições espaciais de estabilidade e umidade, assim como os campos
de divergência e velocidade vertical impostas por fontes externas e pela própria
convecção são fatores que influenciam o desenvolvimento e o movimento
das tempestades convectivas (MOORE et al., 1993). Propor um modelo que
permita inferir novos conceitos no prognóstico do deslocamento de sistemas
42
menores, em escala de nuvem (sistemas precipitantes), detectados pelo radar
meteorológico e que, conseqüentemente, permita identificar e parametrizar a
influência de um preditor proporcionará significativa contribuição à previsão de
curtíssimo prazo.
Segundo Doswell (2001), o processo de convecção alivia a instabilidade criada
pelo acúmulo de calor em baixos níveis, transportando o excesso de calor
sensível e vapor d’água para níveis superiores, expelindo-os na troposfera
superior e transportando o ar potencialmente frio e seco para baixo, suavizando
assim a instabilidade. Contanto que haja instabilidade disponível e suficiente
condição para a ascensão do ar, a DMC continuará até que a instabilidade seja
removida. Sendo assim, parece ser bastante razoável investigar a influência da
instabilidade na propagação dos sistemas precipitantes.
43
4 METODOLOGIAS
Para o desenvolvimento de todas as etapas deste trabalho, a área de estudo
compreendeu o raio de cobertura de 250km do Radar Meteorológico do DECEA
instalado no município de Santiago, localizado na região sudoeste do Estado do
Rio Grande do Sul, coordenadas 029
o
13
S e 054
o
55
W .
4.1 Dados
Para o estudo da circulação de mesoescala no interior da LI por meio da
técnica LS VAD, foram utilizados 12 (doze) arquivos de dados volumétricos
originários das varreduras radar do dia 12 de agosto de 2008, no período de 0645
GMT a 1215 GMT, a cada 30min, e transformados em arquivos UF (“Universal
Format") na DSA do CPTEC/INPE. O UF trata-se de um formato de dados radar
originariamente proposto e documentado no “Report on a Meeting to Establish
a Common Doppler Radar Data Exchange Format" (pág. 1401. “Bulletin of the
American Meteorological Society". Novembro, 1980). Os arquivos UF foram ainda
convertidos em formato de texto para serem lidos pelo programa código do LS
VAD.
Para as demais etapas do trabalho, foram utilizados dados do produto CAPPI de
3km, escolhido por proporcionar uma boa indicação de precipitação, durante o
período de setembro de 2007 a dezembro de 2008.
4.2 Metodologia
A metodologia empregada neste trabalho consiste de quatro etapas.
4.2.1 Descrição da Circulação de Mesoescala no interior de uma LI
extratropical, usando a técnica LS-VAD
Como pôde ser visto no item 3.1 deste trabalho, a determinação do perfil vertical
do vento horizontal pela técnica VAD sofreu algumas modificações desde seu
conceito inicial introduzido por Probert-Jones no início da década de 60. Tais
modificações proporcionaram melhorias nos produtos derivados da velocidade
Doppler, obtida a partir da leitura do radar em áreas de precipitação.
A razão da escolha da técnica VAD para descrever a circulação de mesoescala
(circulação 2D) no interior da LI se deve ao fato do Brasil não possuir uma rede
45
de radares que satisfaça às condições impostas pelo método multi-Doppler para
a observação da circulação 3D. Nesta etapa do trabalho foi utilizada uma dessas
modificações introduzidas ao conceito básico inicial.
A determinação do perfil vertical do vento horizontal foi efetuada por meio de
algoritmo escrito, utilizando a técnica LS-VAD, gentilmente cedido pelo Dr. M.
Chong do “Laboratoire d’Aérologie, CNRS - Université de Toulouse" (Toulouse-
França). A referida técnica utiliza-se da função de custo (equação 3.3), aqui
integrada em um domínio de 250km x 250km x 0,5km.
A técnica foi empregada a partir do dado volumétrico do radar de Santiago que,
às 04h e 15min GMT do dia 12 de agosto de 2008, detectou uma banda de
precipitação que se intensificou e deslocou-se para o norte do Rio Grande do
Sul, caracterizando uma LI extratropical, conforme evolução temporal mostrada
pelo produto CAPPI de 3km de altura do referido radar (Figura 4.1).
Vale aqui ressaltar que o Boletim Climanálise, do mês de agosto de 2008,
descreve a atuação deste sistema como uma frente fria que ocasionou ventos em
superfície de até 120km.h
−1
e ocorrência de granizo, caracterizando um quadro
de possível atividade pré-frontal em forma de LI, conforme pode ser observado
pela imagem do radar mostrada e por imagens de satélites (aqui não mostradas).
A aquisição de dados consistiu da exploração volumétrica de varreduras cônicas,
a ângulos de elevação variando de 0, 5
o
a 18
o
, em um alcance horizontal
de 250km e resolução radial (“range step") de 750m, conforme receita pré-
estipulada nos radares do DECEA, constituindo uma seqüência temporal de 12
(doze) perfis verticais da média do vento horizontal, a intervalos de 30min entre
as varreduras.
Para observar a circulação de mesoescala no interior da LI, a coordenada tempo
foi transformada em distância por meio da velocidade de translação do sistema
(Chong et al., 1987). O sistema deslocava-se para nordeste (aproximadamente
30
o
) com velocidade de aproximadamente 60km.h
−1
, a sul do radar de Santiago,
e com 50km.h
−1
, a norte do radar.
Para avaliar o resultado encontrado foi utilizado como termo comparativo a
radiosondagem da Estação Meteorológica de Altitude (EMA) de Santa Maria
46
Figura 4.1 - Evolução temporal de uma LI detectada pelo radar de Santiago em 12
de agosto de 2008, a partir do CAPPI de 3km, para: (a) 0445GM T ; (b)
0615GMT ; (c) 0845GM T ; e (d) 1100GM T .
Fonte: INPE/CPTEC, 2009.
das 1200 GMT, em função da proximidade desta com a localização do radar
de Santiago (ver Apêndice 9, tabela 9.1).
4.2.2 Climatologia dos Sistemas Precipitantes
Para o cumprimento da segunda etapa, estabelecimento de uma climatologia
da trajetória dos sistemas precipitantes detectados pelo radar de Santiago e
47
comptutados pela técnica ForTraCC-radar, foi desenvolvido um algoritmo capaz
de criar uma grade de 50 x 50 pontos, tendo a localização do radar no centro
e resolução espacial de 10km. Este algoritmo estabeleceu uma média dos
deslocamentos (direção e velocidade), a partir da leitura dos dados de saída
do ForTraCC-radar.
Com o intuito de procurar identificar possíveis variações nos deslocamentos
dos sistemas precipitantes durante o ciclo diurno, os sistemas foram também
separados por períodos de ocorrência da seguinte forma: Madrugada (período
de ocorrência das 03h e 00min às 09h e 00min GMT); Manhã (das 09h e 00min
às 15h e 00min GMT); Tarde (das 15h e 00min às 21h e 00min GMT); e Noite
(das 21h e 00min às 03h e 00min GMT), onde os horários grifados em itálico
representam valores inclusive. Os sistemas precipitantes foram ainda separados
por tamanhos menores do que 500 pixels e maiores ou iguais a 500 pixels.
A razão para esta divisão se deve ao fato de que 500 pixels corresponde
a um raio efetivo (Machado et al. (1998), equação 4, página 1636) de
aproximadamente 25km. Deste modo, separou-se uma grande quantidade de
casos (aproximadamente 32.000) de sistemas precipitantes menores e uma
quantidade, ainda que menor, porém representativa (aproximadamente 3.500
casos), de sistemas precipitantes maiores.
4.2.3 Distribuição de Sistemas Precipitantes no Espaço R
Para a Distribuição dos Sistemas Precipitantes no “Espaço R", foram utilizados
os valores do CAPE e do vento em diversos níveis (para a determinação do
cisalhamento do vento), obtidos a partir da análise do National Centers for
Environmental Prediction (NCEP) adaptada para a grade de 20km do modelo
Eta, em cada localização (latitude/longitude) e período das famíias dos sistema
precipitantes identificados pelo ForTraCC-radar.
O cálculo do cisalhamento do vento foi efetuado pelos valores das componentes
u e v para os primeiros 2500m (Carbone et al. (1990); Jorgensen e Weckwerth
(2003)), correspondendo à diferença das respectivas componentes do vento
entre os níveis de 925hPa e 750hPa.
Os sistemas precipitantes foram separados por tamanho em intervalos de 500
pixels, até 1000 pixels; e em intervalos de 5000 pixels, para valores acima
48
de 1000 pixels. Esta divisão se deve a melhor visualização dos resultados
encontrados.
Inicialmente, foram utilizados: 69 sistemas precipitantes maiores ou iguais a
20000 pixels; 56 (de 15000 a 20000 pixels); 97 (de 10000 a 15000 pixels); 115
(de 5000 a 10000 pixels); 420 (de 1000 a 5000 pixels); 239 (de 500 a 1000
pixels); e 451 menores do que 500 pixels, onde as grandezas grifadas em itálico
correspondem a valores inclusive.
A distribuição apresentada por Carbone et al. (1990) refere-se a sistemas
sinóticos e ou convectivos como um todo, como aqueles observados, por
exemplo, em imagens de satélite. O ForTraCC-radar organiza os sistemas
precipitantes detectados pelo radar em diversas famílias. Deste modo, em uma
linha de instabilidade de longa duração, mas que, no entanto, é constituída por
várias células precipitantes de curta duração (Smull e Houze (1985) ; Cotton
e Anthes (1989) ; e Doviak e Zrnic (1993) ) e que apresenta altos valores de
CAPE e cisalhamento do vento (Carbone et al. (1990)), os sistemas precipitantes
são detectados e organizados em diversas famílias, de tamanhos diversos e de
tempos de vida variados (muitos deles com tempo de vida menor do que uma
hora). Razão pela qual alguns cuidados tornaram-se necessários para permitir a
comparação com a teoria demonstrada.
Para ilustrar o fato descrito acima, toma-se novamente como exemplo a Figura
4.1. Todas as imagens radar pertencem ao mesmo sistema (LI) que apresentou
CAPE e cisalhamento do vento com valores acima de 1500J.kg
−1
e 20m.s
−1
,
computados nos primeiros 2, 5km, respectivamente (Notar aqui que os valores de
cisalhamento do vento não foram divididos pela altura para ficar em conformidade
com a Figura 4.1a e b de Jorgensen e Weckwerth (2003)). Contudo, ao separar
os sistemas precipitantes por tamanho, os valores de CAPE e cisalhamento do
vento são os mesmos para os diversos tamanhos apresentados pelas imagens
radar e para as diversas famílias (com tamanhos, durações e refletividades
variados) estruturadas pelo ForTraCC-radar.
Deste modo, os sistemas precipitantes foram inicialmente separados e
processados no Espaço R em ordem decrescente de tamanho; de modo que
os dias já computados nos tamanhos maiores fossem eliminados, à medida
que também apareciam nos menores. No entanto, ainda assim, os resultados
49
apresentaram ambigüidades, devido ao problema da progação e detecção nas
bordas do alcance do radar. Para eliminar este óbice, foram selecionados, por
meio de máscara de eliminação de borda, apenas os sistemas precipitanes
detectados a uma distância de até 100km afastados do radar. Os sistemas
precipitantes foram ainda separados por tamanho para a confeção dos gráficos
de refletividade máxima.
Para finalizar, foram realizadas as distribuições dos sistemas precipitantes por
tamanho e refletividade máxima em relação aos valores médios de CAPE
e cisalhamento do vento. Como os números de eventos diários detectados
eram distintos, foi realizada primeiramente a média diária para depois efetuar
a média total, evitando assim a tendência dos eventos de maior número por dia
apresentarem maior influencia no cômputo das médias.
Era ainda intenção deste trabalho separar os sistemas precipitantes por duração
de ocorrência; no entanto, tal procedimento torna-se inconclusivo devido aos
sistemas de longa duração, e por conseguinte de alto valores de CAPE e/ou
cisalhamento do vento, serem muitas vezes apresentados no ForTraCC-radar
como um conjunto de famílias de curta duração.
4.2.4 Propagação de Sistemas Precipitantes
Representando graficamente, por meio de um vetor, o deslocamento dos
sistemas obtidos pela técnica ForTraCC-radar, juntamente com o vetor vento
médio da camada, observou-se que em alguns casos ocorriam desvios.
Moncrieff e Miller (1976) e (MONCRIEFF, 1978) estabeleceram relações da
velocidade de propagação da LI tropical em função do CAPE (com fraca
influência do cisalhamento do vento), desenvolvidas a partir do número de
Richardson. Apesar da escala, tanto de tempo como de espaço, a que
esta etapa do trabalho se propõe, ser menor, seria coerente investigar a
influência da distribuição espacial do CAPE em região próxima ao centro do
sistema precipitante; ou seja, a influência do Gradiente do CAPE nos desvios
encontrados.
Inicialmente foram selecionados os ciclos de vida dos sistemas precipitantes
sem ocorrência de fusão (“merger") ou separação (“splitting"), computados pela
técnica ForTraCC-radar, a partir dos dados do radar (CAPPI de 3km) do DECEA,
50
localizado na cidade de Santiago-RS.
Para evitar catalogar ciclos de vidas das células convectivas nas bordas do
alcance radar, evitando assim o problema de propagação inerente ao radar, foi
estabelecida uma máscara de eliminação dos 50km da borda externa deste
alcance (raio de 250km). Desta forma, ficou estabelecida uma área útil para
detecção e estudo dos sistemas precipitantes que nasceram e morreram dentro
da área circular de 200km de raio em torno do radar supracitado. Nas condições
expostas, foram computados 42 eventos de sistemas precipitantes. Destes, foram
utilizados os valores de direção e velocidade de deslocamento estimados pelo
ForTraCC-radar.
Segundo Moore et al. (1993), a propagação ocorre quando existe interação
da tempestade com um ambiente que possua energia potencial disponível e
convergência de umidade. Por isto, foi ainda utilizado, como parâmetro de
representatividade da instabilidade atmosférica, o campo do CAPE obtido a partir
da análise do NCEP adaptada para a grade de 20km do modelo Eta, para cada
dia dos eventos encontrados.
Segundo Moncrieff e Miller (1976), a característica principal que difere a maioria
dos cumulunimbus da região tropical dos cumulunimbus das regiões de latitudes
médias está na propagação. Enquanto aqueles se propagam com velocidade
relativa ao vento de um dos níveis da camada, estes se propagam com
velocidade próxima ao vento médio da camada. Deste modo, a partir dos dados
de vento da análise do NCEP, adaptada para a grade de 20km do modelo Eta,
foram selecionados alguns níveis do perfil vertical do campo de vento para
o cálculo do vetor vento médio da camada, por meio de média ponderada
pela densidade (HOLTON, 2004). A seleção destes níveis obedeceu aos critérios
estipulados na planilha “Hodograph Spreadsheet", do Centro de Previsão de
Tempestades (“Storm Prediction Center" - NOAA’s, “National Weather Service"),
na qual foram utilizados os valores do vento dos 6km iniciais da atmosfera (a
partir de 500m em virtude da orografia da região).
Os vetores vento médio da camada e deslocamento real dos sistemas
precipitantes de cada evento, bem como a diferença vetorial entre eles,
doravante chamados vetores advectivo (
V
adv
), propagação (
V
p
) e aparente (
V
ap
),
respectivamente, foram colocados em uma mesma figura, juntamente com o
51
campo do CAPE, conforme exemplos selecionados nas Figuras 4.2 e 4.3.
Figura 4.2 - Composição dos vetores
V
p
(vermelho),
V
adv
(verde) e
V
ap
(azul) sobre
contornos do campo do CAPE para a área de estudo, para um evento do
dia 20 de outubro de 2007, às 22h e 30min GMT, com duração de 2h.
A razão pela qual o nome vetor aparente (
V
ap
) é usado para representar o desvio
dos sistemas precipitantes em relação ao vetor advectivo (
V
adv
) se deve ao fato
daquele vetor não representar uma propagação real do sistema precipitante; mas
sim, o crescimento/desenvolvimento deste na direção e sentido da região de
maior instabilidade ao redor de seu centro convectivo.
A explicação acima pode ser bem compreendida imaginando-se um sistema
precipitante deslocando-se em um referencial Lagrangiano sobre o vetor
advectivo (verde), conforme Figura 4.2.
Em virtude da região de maior instabilidade (maior CAPE) estar a esquerda
do vetor advectivo, o sistema tenderá a crescer/desenvolver naquela direção
e sentido. Uma vez em crescimento, haverá um deslocamento do centro
geométrico de massa que por sua vez será detectado pela técnica ForTraCC-
52
radar como um deslocamento à esquerda do sentido da advecção. Observado,
então, de um sistema Euleriano, este desvio deverá ser causado por uma força
aparente (vetor azul) resultante. A propagação real (vetor vermelho) do sistema
precipitante seria então detectada pelo ForTraCC-radar como a composição dos
vetores advectivo e aparente.
É conveniente lembrar que a abordagem ora descrita é válida para a
região extratropical, onde os sistemas convectivos tendem a deslocar-se com
velocidade próxima ao vetor vento médio da camada e o campo de instabilidade
eventualmente tende a ser não uniforme.
Contudo, é possível observar que o resultado apresentado na Figura 4.3 não
segue o raciocínio exposto. É possível observar também que neste caso o campo
espacial do CAPE encontra-se uniformemente distribuído em contraposto ao da
Figura 4.2.
Da análise das Figuras 4.2 e 4.3, parece coerente propor que uma distribuição
espacial irregular do campo do CAPE exerça uma força aparente maior (maior
desvio) na propagação dos sistemas do que em uma distribuição uniforme.
Sendo assim, a influência da instabilidade poderia ser representada não pelo
CAPE propriamente dito, mas sim pela intensidade de sua variação no espaço;
ou seja, pela média dos gradientes do CAPE, calculada a partir de cada gradiente
do CAPE obtido para cada ponto da grade em áreas de 30, 60, 80, 100
(Figura 4.4) e 120km. Este Gradiente Médio do CAPE (GMC) representaria a
Força por unidade de massa (aceleração) com a qual o sistema estaria sendo
"aparentemente arrastado" na direção e sentido da região de maior instabilidade.
Estabeleceu-se, então, uma relação entre o Módulo do GMC e o ângulo, θ
(diferença entre as direções dos vetorores aparente e GMC). Para esta relação,
o cálculo do Módulo do GMC foi feito considerando-se as áreas descritas acima
ao redor da posição inicial do sistema precipitante, sendo que o melhor resultado
foi obtido para a área de 100km.
A Figura 4.5 mostra que para valores do Módulo do GMC abaixo de
1, 3x10
−3
m.s
−2
, o ângulo θ assume valores em toda a gama. Assim, estipulou-
se este limiar de forma a eliminar os casos onde os campos de instabilidade
atmosférica são uniformemente distribuídos (baixo valor do Módulo do GMC),
53
Figura 4.3 - Composição dos vetores propagação (vermelho), advectivo (verde) e
aparente (azul) sobre contornos do campo do CAPE, para um evento do
dia 23 de dezembro de 2008, às 12h e 30min GMT, com duração de 1h.
A figura acima mostra o mesmo evento destacando os vetores em imagem
ampliada
.
não permitindo estabelecer uma relação biunívoca entre o GMC e o
deslocamento do sistema precipitante; ou seja, entre GMC e
V
ap
. A amostra
de estudo passa então a ser de 31 eventos, dos 42 iniciais.
Foram eliminados ainda os eventos com tempo de duração superior a 30min,
diminuindo a amostra para 19 eventos. A razão desta eliminação serviu para,
além de ajustar a previsão já realizada na técnica ForTraCC (que é de 30min),
54
Figura 4.4 - Gradientes do CAPE para o evento do dia 20 de outubro de 2007, calculados
para cada ponto da grade em uma janela de aproximadamente 100km de
raio em torno do centro convectivo.
amenizar os erros que possivelmente estariam embutidos no cálculo do
V
ap
, uma
vez que ele advém do módulo de
V
p
, que por sua vez pode apresentar maiores
erros quanto maior for o tempo de duração dos sistemas (maior probabilidade de
alteração do centro geométrico de massa).
55
Figura 4.5 - Relação entre o Módulo do GMC e o ângulo θ (diferença entre as direções
de
V
ap
e GMC, calculado para uma área de 100km em torno da posição
inicial do sistema precipitante).
56
5 RESULTADOS E DISCUSSÕES.
5.1 Descrição da Circulação de Mesoescala no interior de uma LI
extratropical, usando a técnica LS VAD
No dia 12 de agosto de 2008, o radar meteorológico de Santiago-RS detectou
uma banda de precipitação que se propagou na direção NE, aproximadamente
30
o
em relação ao norte verdadeiro, passando sobre o radar aproximadamente
às 0815 GMT e enfraquecendo algumas horas após. O boletim Climanálise do
CPTEC/INPE registrou o sistema que avançou pelo interior e litoral do RS, com
ocorrência de temporal, principalmente no sul do estado, onde os ventos de
rajada excederam os 100km.h
−1
.
A técnica LS VAD, aplicada à seqüência das varreduras volumétricas do radar
meteorológico entre 0645 GMT e 1215 GMT, do dia 12 de agosto de 2008,
resultou na seqüência temporal do perfil vertical da média do vento mostrada
na Figura 5.1.
Figura 5.1 - Seqüência temporal do perfil vertical do vento horizontal deduzido da técnica
LS-VAD, a partir das varreduras do radar de Santiago-RS, entre 0645 e 1215
GMT do dia 12 de agosto de 2008, durante a passagem de uma LI associada
a uma frente fria, demonstrada na Figura 4.1.
Em virtude da altura da base do radar (434m), o perfil do vento foi determinado
57
a partir de 500m, em intervalos de 250m até o nível de 5000m. Pode-se
observar, no decorrer do tempo, a virada do vento de noroeste para sudoeste
nos níveis mais baixos e a tendência do vento de oeste nos níveis mais altos, em
conformidade com a passagem do sistema pelo radar por volta das 0815 GMT.
Por meio da conversão da coordenada tempo em distância, calculada a partir
do horário no qual o sistema passa pelo radar, tem-se o horário das 0815 GMT
convertido para o ponto inicial (0km). Para a determinação do perfil vertical das
componentes zonal (u, considerada paralela ao sistema frontal) e meridional (v,
considerada perpendicular ao sistema frontal), a propagação do sistema frontal
foi estimada em direção a nordeste com aproximadamente 30
o
(em relação ao
norte verdadeiro) e velocidade de translação de 60km.h
−1
, a sul do radar, e
50km.h
−1
, a norte.
Na Figura 5.2, as linhas pretas contínuas representam intensidades positivas
(vento de sul); enquanto que as pretas tracejadas, intensidades negativas (vento
de norte), separadas a intervalos de 2, 5m.s
−1
. A isotaca de 0 foi representada
em verde contínuo para destacar a mudança de sentido da componente v. Se o
perfil vertical da componente v fosse determinado a partir da superfície, deveria
ser observada a mudança de sinal da velocidade próximo ao marco de 0km, na
base da zona frontal acerca do solo (Browning e Harrold (1969), página 230,
Figura 9 b). Contudo, aqui se observa a mudança de sinal próximo a 12km, a sul
do marco de 0km, indicando a presença de convergência em regiões próximas
a este ponto, em virtude da análise estar sendo feita no nível de 500m acima do
solo e não na superfície, como em Browning e Harrold (1969).
Browning e Harrold (1969) (páginas 299 e 300, figura 9 b), estabeleceram a
posição do marco de 0Km de acordo com a mudança de sinal e do gradiente
horizontal mais intenso da componente v. Apesar da ausência do vento em níveis
abaixo de 500m, parece ser uma boa aproximação localizar a zona de inclinação
do sistema conforme indicado pelas linhas tracejadas azuis, em conformidade
com a Figura 2.7 deste trabalho.
Para verificar a existência de convergência, foi elaborado o campo de divergência
média, a intervalos de 0, 05x10
−3
s
−1
, em função da distância, mostrado na
Figura 5.3. As linhas contínuas azuis representam divergência, enquanto que
as linhas vermelhas representam convergência. A linha tracejada azul determina
58
Figura 5.2 - Componente meridional do vento (v) determinada na relação altura (h) x
distância (d), a partir da transformação da coordenada tempo em distância,
pela velocidade de translação do sistema. Contornos de velocidade a cada
2, 5m.s
−1
. Linhas pretas contínuas indicam velocidades positivas (de sul
para norte). Linhas pretas pontilhadas indicam velocidades negativas (de
norte para sul). A linha verde representa a isotaca de 0.
grosseiramente a zona de inclinação do sistema. Na região pré-sistema, cerca de
30 a 60km, observam-se maiores valores de convergência (−0.35 x 10
−3
s
−1
para o
nível de 500m), associada à divergência em níveis médios (canto superior direito
da Figura 5.3), configurando assim uma circulação direta (convergência em
baixos níveis associada à divergência em níveis médios), quadro de prováveis
correntes ascendentes.
Comparando o descrito acima com o modelo de LI descrita por Smull e Houze
(1985), esta região de convergência pode estar associada às frentes de rajadas
(correntes de densidade), ocasionadas pelos bolsões de ar frio, que propagam-
se a frente do sistema, convergindo com o ar quente e impulsionando-os para
cima, dando início a novas células convectivas e garantindo assim a continuidade
da propagação do sistema. Nesta mesma região será mostrada, mais adiante, a
detecção de índices elevados de refletividade média.
Na região traseira do sistema, observa-se a troca de sinal ocorrendo em
59
situação oposta: divergência em baixos níveis associada à convergência em
níveis médios, caracterizando um quadro de subsidência. É possível notar ainda
a inclinação das áreas de convergência acompanhando aproximadamente a
inclinação do sistema.
Figura 5.3 - Campo de divergência média determinada na relação altura (h) x
distância (d), a partir da transformação da coordenada tempo em distância,
pela velocidade de translação do sistema. Contornos a intervalos de
0.05x10
−3
s
−1
. Linhas azuis contínuas representam divergência. Linhas
vermelhas pontilhadas representam convergência. A Linha azul tracejada
representa grosseiramente a posição da zona de inclinaç ao do sistema.
Para complementar o raciocínio, foi elaborado o gráfico de refletividade média na
relação altura versus distância, conforme Figura 5.4. O campo de refletividade
média mostra dois máximos de 30dBz , correspondentes a duas áreas de
precipitação significativa, ambos localizados em regiões de convergência mais
branda e acompanhando a inclinação do sistema. O primeiro máximo, mais
estreito horizontalmente com menos de 50km de extensão, estaria relacionado
à área de precipitação convectiva (LI) mostrada na Figura 4.1. O segundo
máximo, mais alongado horizontalmente com cerca de 125km de extensão,
corresponderia então à precipitação estratiforme (BROWNING; HARROLD, 1969).
Em virtude das variáveis de saída do LS-VAD (u, v, divergncia e ref letividade)
60
Figura 5.4 - Campo de refletividade média determinada na relação altura (h) x distância
(d), a partir da transformação da coordenada tempo em distância, pela
velocidade de translação do sistema. Contornos a intervalos de 5dBz. A
Linha azul tracejada representa grosseiramente a posição da zona frontal.
serem valores médios, da velocidade de propagação do sistema não ter sido
consideravelmente uniforme e da ausência de dados em superfície, é evidente
que a análise descrita acima é de teor mais qualitativo do que quantitativo.
5.2 Climatologia dos Sistemas Precipitantes
Nesta etapa são apresentados os resultados encontrados com a climatologia dos
sistemas precipitantes. Busca-se aqui estabelecer padrões de comportamento
desses sistemas, principalmente em função do período de ocorrência e do
tamanho. Outro fator que se busca estudar é a influência do relevo da região
no deslocamento dos sistemas.
5.2.1 O Relevo
O estado do Rio Grande do Sul ocupa uma área de 282.062km
2
e apresenta,
em sua maior parte, relevo baixo, com 70% de seu território a menos de 300m
de altitude. A porção mais elevada do território, com mais de 600m de altitude,
situa-se no nordeste do estado e compreende 11% da superfície total. O seu
relevo pode ser dividido em quatro unidades morfológicas: a planície litorânea, o
61
planalto dissecado de sudeste, a depressão central e o planalto meridional.
A Planície litorânea ocupa toda a fachada leste do estado, onde se situam as
lagoas dos patos e mirim. Consiste em terrenos arenosos com cerca de 500km
de extensão no sentido nordeste-sudoeste e largura muito variável. Esta região
não é do interesse deste estudo por ser uma área fora do alcance do radar de
Santiago.
O Planalto Dissecado de Sudeste, ou serras de sudeste, compreende um
conjunto de ondulações cujo nível mais alto não ultrapassa 500m. Esses terrenos
pré-cambrianos constituem o chamado escudo rio-grandense e ocupam toda
a porção sudeste do estado, formando uma área triangular cujos vértices
correspondem aproximadamente às cidades de Porto Alegre, Dom Pedrito e
Jaguarão. O conjunto está dividido, pelo vale do rio Camaquã, em duas grandes
unidades, uma ao norte e outra ao sul, denominadas serras de Herval e Tapes,
respectivamente. Aqui se encontram as coxilhas, pequenas elevações ou colinas
suaves recobertas por vegetação herbácea, constituindo a paisagem típica dos
pampas (Figura 5.5).
Figura 5.5 - (a) Serra Geral e (b) Coxilhas das serras de sudeste, município de Morro
Redondo-RS.
Fonte: Wikipedia.
A Depressão Central, constituída por terrenos da era paleozóica, forma um
arco, em torno do planalto dissecado de sudeste, e um amplo corredor com
aproximadamente 50km de largura média e 770km de extensão, dos quais
450km no sentido leste-oeste, 120km no sentido norte-sul e 200km no sentido
oeste-leste. A topografia suave e a pequena altitude em relação ao nível do mar
62
(menos de 100m) permitem classificar a depressão central como uma planície
suavemente ondulada.
O norte e oeste do estado são ocupados pelo Planalto Meridional ou Planalto
Basáltico, que descreve uma meia-lua em torno da depressão central. Esse
planalto, que tem como traço marcante a estrutura geológica, é formado pelo
acúmulo ou empilhamento de sucessivos derrames basálticos (derrames de
lavas vulcânicas), intercalados de camadas de arenito, e alcançam espessura
muito variável. A superfície do planalto apresenta uma inclinação de leste para
oeste. No nordeste do estado, junto ao litoral, registra sua maior elevação, entre
1.000 e 1.100m, diminuindo sua elevação à medida que extende para oeste. No
extremo oeste do estado, junto à barranca do rio Uruguai, não ultrapassa 100m.
Nesta região também se encontram coxilhas, como as de Santana e do Crauera
(Figura 5.6). O rebordo do planalto basáltico recebe no Rio Grande do Sul, como
nos demais estados meridionais, a denominação de Serra Geral.
Figura 5.6 - Modelo do relevo do Rio Grande do Sul.
63
5.2.2 Deslocamento dos sistemas.
A Figura 5.7 mostra o resultado encontrado para a propagação média dos
sistemas precipitantes durante o período compreendido entre setembro de 2007
a dezembro de 2008. Os deslocamentos observados assemelham-se ao padrão
de circulação de larga escala nas latitudes médias, com os sistemas precipitantes
deslocando-se para leste, da mesma forma como observado por Machado et al.
(1998), com velocidade média predominate em torno de 15km.h
−1
.
Um fato a ser destacado é que os sistemas precipitantes apresentam baixa
velocidade no setor oeste e alta no leste. Este resultado está coerente
com os diversos sistemas meteorológicos que atingem a região sul do país,
Argentina e Uruguai; tais como os CCM e as baixas pressões atmosféricas a
superfície, associadas a sistemas frontais (ciclogênese), que atingem o estado
do Rio Grande do Sul e desviam-se para o litoral, todos com deslocamento
predominante de noroeste, oeste, ou sudoeste para leste-sudeste Gandú e Silva-
Dias (1984); Velasco e Fritsch, 1987; Gan e Rao, 1981, Gan, 1992; Correa et al.
(2005)).
Vale aqui ressaltar que o CPTEC, através dos Boletins Climanálise, contabilizou
um total de 95 sistemas frontais que atuaram na região de estudo durante o
período de interesse, ocorrendo 41 eventos de ciclogênese; 21 de sistemas
frontais que atingiram o estado do Rio Grande do Sul e desviaram-se para o
oceano; 2 de vórtices ciclones de altos e médios níveis que se aprofundaram,
intensificando baixas em superfície; e apenas 1 evento de CCM.
De um modo geral, os sistemas precipitantes diminuem sua velocidade a cada
transição de aumento de altitude, como por exemplo, no extremo noroeste,
incluindo a região da Argentina, entre o Paraguai e o Brasil, e norte do
planalto meridional. Ali, podem-se observar as maiores reduções de velocidade
à montante das elevações (em especial, a oeste do rio da várzea, onde a
altitude ultrapassa os 500m e a velocidade chega a reduzir cerca de 10km.h
−1
).
Observam-se ainda pequenos desvios próximos às maiores elevações da Serra
Geral, no oeste do estado de Santa Catarina.
Fato semelhante ocorre na região central do planalto meridional, mais
especificamente no setor que se estende de norte a sudeste (sentido dos
64
ponteiros do relógio) da Represa Passo Real e leste do rio Jacuí, onde altas
elevações (variando de 300m a mais de 600m) reduzem significativamente a
velocidade média de propagação dos sistemas precipitantes. No setor mais a
oeste do referido planalto, entre a subida da Serra do Boqueirão e o setor oeste
do rio Jacuí, ocorre redução gradativa na velocidade de propagação de forma
mais branda em função da elevação ser mais suave (variando aproximadamente
de 100m a 300m de altitude, na região do radar de Santiago, e de 300m a 400m,
a oeste rio Jacuí) e atingindo uma velocidade máxima de um pouco mais de
20km.h
−1
, no topo da elevação.
Contudo, na porção centro-sul do estado, região onde se encontram a Depressão
Central, Planalto Dissecado de Sudeste e o rebordo do Planalto Meridional
(baixas elevações), observa-se uma preponderante variação da velocidade na
propagação dos sistemas precipitantes. Como pôde ser visto, é nesta região que
estão localizadas as coxilhas com elevações de até 500m.
Figura 5.7 - Propagação Média dos Sistemas Precipitantes compreendidos no período
de setembro/2007 a dezembro/2008, com contornos orográficos ao fundo.
As Figuras 5.8 e 5.9 podem auxiliar na compreensão do desenvolvimento a
65
seguir.
Figura 5.8 - Figura auxiliar da Propagação Média dos Sistemas Precipitantes detectados
pelo radar de Santiago e computados pelo programa FORTRACC durante o
período de setembro/2007 e dezembro/2008.
No corredor central, duas elevações proporcionam redução de velocidade à
montante e à jusante, as coxilhas Geral da Serra e de Batovi (Figura 5.6).
Pode-se notar uma redução de de aproximadamente 5km.h
−1
à montante destas
formações.
No extremo sul da região, observa-se também redução na velocidade à montante
e à jusante das coxilhas de Santana, Crauera e Geral da Serra, que adentram
também ao território uruguaio, observando-se ainda leves desvios na direção
de propagação. A porção oeste-leste da Depressão Central apresenta ainda os
maiores valores de velocidade, ocorrendo novamente significativa redução, de
66
Figura 5.9 - Corte transversal na latitude de 30
o
S da topografia e da velocidade da
propagação média dos Sistemas Precipitantes.
até 15km.h
−1
, à montante das coxilhas das serras de sudeste (Coxilhas das
Tunas, Cêrro Batido e de Santo Antônio, inseridas no Planalto Dissecado de
Sudeste). A Figura 5.9 mostra o corte na latitude de 30
o
S, onde se observa a
tendência, ainda que não linear (ondulações menores podem produzir maiores
acelerações do que as ondulações maiores), de redução da velocidade de
propagação à montante e à jusante das colinas, ou aceleração próximo ao topo.
Paiva et al. (2004), em seu estudo do escoamento atmosférico sobre colina,
afirmam que as colinas influenciam no regime de vento local, geralmente
causando um aumento da velocidade do escoamento próximo ao topo da
colina e uma redução, nas regiões de encosta à montante e à jusante. Esta
influência se estende a cerca de 1km acima de seu topo. Apesar do produto
radar utilizado para esta climatologia ter sido o CAPPI de 3km, os sistemas
precipitantes se estendem até próximo à superfície. Uma vez que os sistemas
precipitantes de latitudes média são esperados moverem-se de acordo com o
vento médio da camada (RAY, 1990), calculado por meio de média ponderada
pela densidade (HOLTON, 2004), há de se esperar que o aumento do vento em
níveis mais baixos (maior densidade) intensifique a velocidade de propagação
dos sistemas precipitantes. Portanto, apesar do relevo da região centro-sul do
estado apresentar pouca variação de altitude, há muitas ondulações, provocando
assim variações de velocidade em diversos pontos do relevo.
67
Na tentativa de detectar diferentes comportamentos nos deslocamentos dos
sistemas precipitantes durante a variação diurna, foram elaboradas climatologias
separadas por turnos. As Figuras 5.10, 5.11, 5.12 e 5.13 mostram os resultados
encontrados para a propagação média dos sitemas precipitantes ocorridos entre
2100GMT e 0300GMT (noite); 0300GM T e 0900GMT (madrugada); 0900GM T
e 1500GMT (manhã); e 1500GMT e 2100GMT (tarde), respectivamente,
detectados pelo radar de Santiago e computados pelo ForTraCC-radar, durante
o período de setembro de 2007 a dezembro de 2008. Os horários em itálicos
representam valores inclusive.
68
Figura 5.10 - Propagação Média dos Sistemas Precipitantes detectados pelo radar de
Santiago e computados pelo ForTraCC-radar entre 2100GMT e 0300GMT,
durante o período de setembro/2007 e dezembro/2008. Figura auxiliar
abaixo.
69
Figura 5.11 - Propagação Média dos Sistemas Precipitantes detectados pelo radar de
Santiago e computados pelo ForTraCC-radar entre 0300GMT e 0900GMT,
durante o período de setembro/2007 e dezembro/2008. Figura auxiliar
abaixo.
70
Figura 5.12 - Propagação Média dos Sistemas Precipitantes detectados pelo radar de
Santiago e computados pelo ForTraCC-radar entre 0900GMT e 1500GMT,
durante o período de setembro/2007 e dezembro/2008. Figura auxiliar
abaixo.
71
Figura 5.13 - Propagação Média dos Sistemas Precipitantes detectados pelo radar de
Santiago e computados pelo ForTraCC-radar entre 1500GMT e 2100GMT,
durante o período de setembro/2007 e dezembro/2008. Figura auxiliar
abaixo.
72
O sentido de propagação permanece para leste em todos os resultados, porém
observa-se uma maior velocidade média (acima de 15km.h
−1
) na propagação
noturna (noite-madrugada) e menor intensidade durante a tarde (abaixo de
10km.h
−1
), especialmente na região do corredor central (porção leste-oeste da
Depressão Central e o trecho do rio Jacuí a oeste).
Uma explicação para este resultado pode estar nos mesmos princípios de
formação dos Jatos de Baixos Níveis (JBN). Correa et al. (2005), em seus
estudos sobre a ocorrência de jatos no perfil vertical do vento na baixa atmosfera
no estado do Rio Grande do Sul, explicam que cerca de trinta minutos antes do
pôr-do-sol, em situações de céu claro a poucas nuvens, o fluxo turbulento de
calor superficial torna-se negativo (transição da Camada Limite Convectiva para
a Camada Limite Estável) devido ao resfriamento da superfície terrestrre por
radiação de onda longa. Durante o desenvolvimento da Camada Limite Estável
(CLE), com a diminuição da turbulência, esta estrutura torna-se estratificamente
estável, tornando-a desacoplada das forçantes superficiais. O balanço destes
fluxos resulta em diferenças no comportamente da CLE que, por sua vez, implica
em diferentes intensidades e magnitudes de escala em seu interior. Correa et
al. (2005) acrescentam ainda que a ausência dos grandes turbilhões leva ao
desacoplamento entre as partes da Camada, gerando muitas vezes o JBN.
Ainda segundo Correa et al. (2005), há distinção entre jatos de grande
velocidade, abrangendo centenas de quilômetros, e jatos mais fracos,
apresentando ciclos diários ou de ocorrência restrita a certas regiões. E
acrescenta que Reiter (1963, 1969) sugere que os jatos de ciclo diário estão
associados à inversão noturna e deveriam ser nomeados de vento máximo de
inversão; pois existe um determinado perfil vertical do vento, na Camada Limite
Planetária, com magnitudes da ordem dos JBN e aumento da intensidade com
a altura, atingindo a atmosfera livre, sem no entanto apresentarem a região
de decaimento do módulo do vento (cisalhamento abaixo dos 3000m), que
normalmente existe acima do núcleo dos jatos. Sendo assim, a maior velocidade
de propagação dos sistemas precipitantes durante o período noturno pode ser
devido a estes sistemas estarem inseridos nos escoamentos mais velozes da
noite-madrugada, não necessariamente jatos.
Ainda sobre o corredor central, é possível que as reduções nas velocidades,
à montante das coxilhas Geral da Serra e de Batovi durante a madrugada,
73
não tenham sido tão evidenciáveis, quando comparada com as demais, devido
a maior velocidade média de propagação apresentada durante a madrugada.
Contudo, praticamente os mesmos desvios e reduções da velocidade, descritas
anteriormente, se evidenciaram nos quatro resultados acima especificados,
podendo se destacar também a tendência de propagação pelo corredor central.
No extremo sul do estado, mais especificamente sobre a porção da Depressão
Central, incluindo o território uruguaio, foram registrados os maiores valores de
velocidade média. Uma explicação para este fato pode estar na ocorrência da
passagem de baixas atmosféricas associadas a sistemas frontais (ciclogênese).
Gan e Rao (1991) e Gan (1992), em seus estudos sobre ciclogênese e ciclones
em superfície sobre a América do Sul, afirmam que existem dois centros
preferencias de ciclogênese, sendo um deles sobre o Uruguai, em torno de
32, 5
o
S e 55
o
W , próximo aos registros de maiores valores de velocidade média
encontrados nos quatro resultados.
No extremo norte da região, onde se encontra o terrreno mais elevado, foram
observados os mais significativos desvios e reduções de velocidade. Outro fato
digno de nota é a tendência a uma certa ondulação que ocorre na propagação
dos sistemas ao longo do trecho oeste-leste da Depressão Central.
Buscando determinar possíveis variações no comportamento dos sistemas
precipitantes em função do tamanho, as Figuras 5.14 e 5.15 mostram os
resultados alcançados para a propagação média dos distemas precipitantes,
detectados pelo radar de Santiago e computados pelo ForTraCC-radar, para
tamanhos inferiores a 500 pixels e maior ou igual a 500 pixels, respectivamente.
Os resultados obtidos para os sistemas precipitantes inferiores a 500 pixels
são similares aos encontrados com a totalidade dos sistemas precipitantes,
em virtude dos sistemas precipitantes menores serem predominantes. Estes
apresentam velocidade de propagação média inferior aos sistemas precipitantes
maiores. Uma explicação para este fato pode estar no entranhamento. Sistema
precipitantes maiores, por apresentarem maior área (seção reta em relação
ao escoamento), apresentam maior entranhamento, intensificando assim as
correntes descendentes e, consequentemente, a intensidade da propagação. No
entanto, há de se registrar que a forma de computação da técnica ForTraCC-
radar pode também ter influenciado no resultado. Sistemas maiores apresentam
74
maior variação na forma e consequente variação do centro geométrico de massa,
podendo indicar velocidades maiores.
Os sistemas menores propagam-se mais retilineamente; enquanto que os
maiores ondulam, especialmente na região mais baixa da Depressão Central que
exerce menor influência nos desvios. Os sistemas maiores parecem acompanhar
as ondas curtas presentes na região sul do país nos sistemas de mesoescala.
Figura 5.14 - Propagação Média dos Sistemas Precipitantes detectados pelo radar de
Santiago e computados pelo ForTraCC-radar com tamanho inferior a 500
pixels, durante o período de setembro/2007 e dezembro/2008.
O comprimento da onda apresentado é de aproximadamente 200km compatível
com o comprimento das ondas curtas, comuns nesta região.
O tamanho dos sistemas foi mantido em pixels em virtude de ser esta a unidade
de saída dos tamanhos dos sistemas precipitantes apresentados no ForTraCC-
radar. Ver Tabela 5.1 para conversão.
75
Figura 5.15 - Propagação Média dos Sistemas Precipitantes detectados pelo radar de
Santiago e computados pelo ForTraCC-radar com tamanho maior igual a
500 pixels, durante o período de setembro/2007 e dezembro/2008.
76
5.3 Distribuição dos Sistemas Precipitantes no Espaço R
Para o estudo da distribuição dos sistemas precipitantes no Espaço R também
foi mantido o tamanho dos sistemas em pixels, tendo em vista ser esta a unidade
de saída dos tamanhos dos sistemas precipitantes apresentados no ForTraCC-
radar. Para auxiliar na conversão foi elaborada a Tabela 5.1, mostrando o raio
efetivo destes sistemas, conforme mostrado em Machado et al. (1998) , equação
4, página 1636.
Tabela 5.1 - Conversão de unidades de pixel para km.
Tamanho em pixel Raio efetivo em km
20000 160
15000 138
10000 113
5000 80
1000 36
500 25
Como pode ser visto no item 4.2.3 deste trabalho, foi estipulada uma área
de 100km de raio, a partir do radar, para evitar o problema inerente à
propagação e detecção nas bordas do alcance radar. Um exemplo de como
este óbice pode interferir nos resultados é ilustrado na Figura 5.16 pelos círculos
tracejados destacados em laranja e azul. Vale aqui relembrar que os valores do
cisalhamento do vento não foram divididos pela altura para ficar em conformidade
com a Figura 4.1 a e b de Jorgensen e Weckwerth (2003).
Os triângulos verdes representam eventos (famílias estruturadas pelo ForTraCC-
radar) com tamanhos entre 10000 e 15000 pixels, ocorridos nos dias 10
de outubro de 2007 (círculo tracejado azul) e 11 de setembro de 2008
(círculo tracejado laranja). Segundo o boletim climanálise do CPTEC, nos
dias citados, houve ocorrências de baixas pressões a superfície, relativas a
ciclogêneses, sobre o oceano Atlântico na altura da Foz do rio da Prata
(região entre Argentina e Uruguai) e em Santa Vitória do Palmar (Chuí-RS),
respectivamente. Consequentemente, altos valores de CAPE foram encontrados
para os respectivos eventos precipitantes localizados próximos à borda de
detecção e, portanto, com tamanho aparente menor do que na realidade. O fato
77
Figura 5.16 - Espaço R para a Distribuição de Sistemas Precipitantes organizados pelo
tamanho (maior igual a 5000 pixels), determinados em todo o alcance do
radar (250km) e estruturados pelo ForTraCC-radar.
de se encontrar intensidades de cisalhamento do vento distintas para os dois
eventos estaria relacionado à distância dos centros de baixa pressão (quanto
maior a distância da baixa pressão, menores valores de cisalhamento do vento).
As Figura 5.17 e 5.18 mostram a distribuição no Espaço R dos sistemas
precipitantes separados por tamanho e detectados em uma área correspondente
a 100km de raio do radar de Santiago.
Comparando as duas figuras, observa-se de um modo geral que os variados
sistemas precipitantes separados pelo tamanho ocorreram em ampla faixa de
CAPE. Este resultado está coerente com a Figura 3.1 deste trabaho (CARBONE et
al., 1990) e com Holton (2004) ao afirmar que o CAPE, por si só, não fornece
qualquer noção sobre o tipo mais provável de organização das tempestades
convectivas.
Quanto ao cisalhamento, o valor de 10m.s
−1
pode ser grosseiramente
considerado como limiar para a classificação dos sitemas precipitantes maiores
e menores do que 5000 pixels. É fácil perceber que esta classificação não
oferece exatidão, pois sistemas precipitantes acima de 5000 pixels ocorreram
com valores do cisalhamento inferiores a este limiar; enquanto que, sistemas
precipitantes abaixo de 5000 pixels ocorreram com intensidade do cisalhamento
acima deste limiar. Existindo, portanto, uma faixa de transição, aproximadamente
78
Figura 5.17 - Espaço R para a Distribuição de Sistemas Precipitantes organizados pelo
tamanho (>= 5000 pixels), determinados na área de 100km de raio ao redor
do radar do Santiago-RS e estruturados pelo ForTraCC-radar.
de 8 a 15m.s
−1
, onde os refereridos sistemas precipitantes podem existir
conjuntamente.
No entanto, a classificação dos sistemas no Espaço R em Carbone et al.
(1990) baseia-se na severidade dos sistemas, com ocorrências de granizo e
ventos fortes em superfície (JORGENSEN; WECKWERTH, 2003). Razão pela qual
se buscou incluir a refletividade máxima relacionada aos diversos tamanhos
encontrados.
As Figura de 5.19 a 5.25, mostram os resultados encontrados para os diversos
tamanhos classificados em função da refletividade máxima.
Os resultados encontrados sugerem que os sistemas precipitantes com tamanho
maior ou igual a 20000 pixels são encontrados com valores de CAPE e
cisalhamento maiores do que 1500J.kg
−1
e 8m.s
−1
. E ainda que se guarda uma
relação inversa entre CAPE e cisalhamento. À medida que se aumentam os
valores de CAPE, diminuem-se os valores do cisalhamento. A explicação para
este fato està na severidade dos sistemas. Não foi encontrada uma relação de
CAPE e cisalhamento, onde ambos apresentassem valores extremos elevados,
em virtude dos sistemas aqui detectcados serem menos severos do que aqueles
apontados no Espaço R, demonstrados na Figura 2.4 em Carbone et al. (1990)
79
Figura 5.18 - Espaço R para a Distribuição de Sistemas Precipitantes organizados pelo
tamanho (< 5000pixels), determinados na área de 100km de raio ao redor
do radar do Santiago-RS e estruturados pelo ForTraCC-radar.
e Figura 4.1 a e b em Jorgensen e Weckwerth (2003). Outro fato marcante é
que estes sistemas precipitantes ocorreram sempre com valores de CAPE e
cisalhamento acima de 1800J.kg
−1
e 8m.s
−1
, respectivamente.
Para os demais sistemas precipitantes de tamanhos inferiores a 20000 pixels,
o mesmo relacionamento já não aparece, ficando difícil estabelecer critérios
de distinção no Espaço R. No entanto, percebe-se de uma maneira geral que,
à medida que os sistemas precipitantes diminuem de tamanho, prevalecem
intensidades menores de refletividade máxima, bem como menores valores de
CAPE e cisalhamento.
Como exemplo do descrito acima, toma-se a Figura 5.25 que apresenta sistemas
precipitantes abaixo de 500 pixels, os quais estão confinados a valores inferiores
a 2000J.kg
−1
e 10m.s
−1
, prevalecendo refletividades máximas não superiores a
30dBz.
Para os sistemas precipitantes de tamanhos intermediários aos exemplificados
acima, fica difícil estabelecer qualquer critério que não seja relacionado à média
geral. Por isso, buscou-se determinar a classificação quanto a tamanho e à
refletividade máxima, em relação a valores médios de CAPE e cisalhamento.
80
Figura 5.19 - Espaço R para a Distribuição de Sistemas Precipitantes organizados por
Refletividade Máxima para estruturas com tamanho maior igual a 20000
pixels, determinados na área de 100km de raio ao redor do radar do
Santiago-RS e estruturados pelo ForTraCC-radar.
As Figuras 5.26 e 5.27 apresentam os resultados encontrados para a distribuição
no Espaço R com valores médios de CAPE e cisalhamento. Pode-se observar
que para tamanhos compreendidos entre 500-1000 pixels e 1000-5000 pixels
praticamente não há difença de CAPE significativa. Mesmo fato ocorre entre
5000-10000 pixels e 10000-15000 pixels. Por esta razão, os eixos foram
modificados para melhor visualização. Os resultados encontrados corroboram a
teoria apresentada por Carbone et al. (1990) sobre a influência dos parâmetros
CAPE e cisalhamento na organização dos sistemas por severidade (vista aqui
a luz da refletividade máxima) e não apenas pelo tamanho. À medida que se
aumentam os valores de CAPE e cisalhamento, há uma tendência no aumento
de tamanho e de refletividade dos sistemas precipitantes.
Pode-se observar também a maior influência do cisalhamento na organização
dos sistemas quanto ao tamanho, especialmente para aqueles menores do
que 15000 pixels. No entanto, quando se trata da severidade, nota-se igual
importância dos dois fatores.
O aumento exponencial tanto no tamanho quanto na refletividade requer especial
atenção quando os valores do cisalhamento, observados nos primeiros 2, 5km da
81
Figura 5.20 - Espaço R para a Distribuição de Sistemas Precipitantes organizados por
Refletividade Máxima para estruturas com tamanho entre 15000-20000
pixels, determinados na área de 100km de raio ao redor do radar do
Santiago-RS e estruturados pelo ForTraCC-radar.
atmosfera, ultrapassam 8m.s
−1
. A partir deste valor, influenciado também pelo
aumento significativo do CAPE, acima de 1000J.kg
−1
, os sistemas precipitantes
tendem a se intensificar de forma mais significativa.
82
Figura 5.21 - Espaço R para a Distribuição de Sistemas Precipitantes organizados por
Refletividade Máxima para estruturas com tamanho entre 10000-15000
pixels, determinados na área de 100km de raio ao redor do radar do
Santiago-RS e estruturados pelo ForTraCC-radar.
Figura 5.22 - Espaço R para a Distribuição de Sistemas Precipitantes organizados
por Refletividade Máxima para estruturas com tamanho entre 5000-10000
pixels, determinados na área de 100km de raio ao redor do radar do
Santiago-RS e estruturados pelo ForTraCC-radar.
83
Figura 5.23 - Espaço R para a Distribuição de Sistemas Precipitantes organizados
por Refletividade Máxima para estruturas com tamanho entre 1000-5000
pixels, determinados na área de 100km de raio ao redor do radar do
Santiago-RS e estruturados pelo ForTraCC-radar.
Figura 5.24 - Espaço R para a Distribuição de Sistemas Precipitantes organizados por
Refletividade Máxima para estruturas com tamanho entre 500-1000 pixels,
determinados na área de 100km de raio ao redor do radar do Santiago-RS
e estruturados pelo ForTraCC-radar.
84
Figura 5.25 - Espaço R para a Distribuição de Sistemas Precipitantes organizados por
Refletividade Máxima para estruturas com tamanho menor do que 500
pixels, determinados na área de 100km de raio ao redor do radar do
Santiago-RS e estruturados pelo ForTraCC-radar.
Figura 5.26 - Espaço R organizado em função de valores médios de CAPE e
cisalhamento para distribuição de sistemas precipitantes organizados por
tamanho, detectados na área de 100km de raio ao redor do radar
do Santiago-RS, estruturados pelo ForTraCC-radar. As barras de erro
representam 1 desvio padrão.
85
Figura 5.27 - Espaço R organizado em função de valores médios de CAPE e
cisalhamento para distribuição de sistemas precipitantes organizados por
tamanho, detectados na área de 100km de raio ao redor do radar
do Santiago-RS, estruturados pelo ForTraCC-radar. As barras de erro
representam 1 desvio padrão.
86
5.4 Propagação de Sistemas Precipitantes
Conforme explicado anteriormente, nesta etapa do trabalho busca-se obter uma
parametrização do
V
ap
em função do GMC. Uma vez parametrizado aquele vetor,
a composição vetorial entre
V
ap
e
V
adv
resultaria no deslocamento previsto do
sistema precipitante.
A Figura 5.28 mostra que 63% dos eventos apresentaram uma diferença menor
que 25
o
entre as direções de
V
ap
e GMC (ângulo teta, θ ). A diferença em
questão pode ser considerada razoável uma vez que está sendo considerada
uma variação temporal relativamente pequena de 30min (previsão de curtíssimo
prazo).
Figura 5.28 - Gráfico de freqüências para θ (diferença entre as direções do
V
ap
e
GMC, calculado para uma área de 100km em torno da posição inicial dos
sistemas precipitantes para eventos de 30min de duração).
Representando a direção do
V
ap
pela direção do GMC, é de se esperar uma
linearidade entre ambos.
A Figura 5.29 mostra o resultado encontrado para a relação entre os módulos
do
V
ap
e do GMC, para um tempo constante de 30min, relativo à duração dos
eventos.
87
Figura 5.29 - Relação entre os módulos do
V
ap
e do módulo do GMC para 19 eventos
com tempo de duração de 30min.
O resultado encontrado pode ser analisado matematicamente e fisicamente.
Matematicamente, dois vetores são considerados linearmente dependentes
quando existe uma proporcionalidade entre eles (
A = α
B, onde α é uma
constante de proporcionalidade). Aproximando a equação encontrada para um
ajuste em 53% dos casos, tem-se:
|
V
ap
| = 1702|
¯
∇
CAP E
|
Onde, |
¯
∇
CAP E
| é o Módulo do GMC; e a constante de proporcionalidade seria
α = 1702. Observando a relação, é fácil perceber que a unidade de α deverá ser
segundo.
Sobre a análise física, considerando um movimento uniformemente acelerado e
observando que |
V
ap
| e o |
¯
∇
CAP E
| possuem, respectivamente, como unidades o
m.s
−1
e o m.s
−2
, tem-se para uma relação de y = f(x) semelhante a V = f (a),
para t constante:
88
y = 1702x + 0, 08
V = t.a + V
0
|
V
ap
| = 1702|
¯
∇
CAP E
| + |
V
ap0
|
(5.1)
Em que:
x = a = |
¯
∇
CAP E
| é a aceleração constante do movimento;
V
0
= |
V
ap0
| = 0.08
∼
=
0 é a velocidade aparente inicial; e
t = T
d
= 1702s é o tempo de duração dos eventos.
Na realidade, o tempo de duração dos eventos é de 1800s (30min). No entanto,
em virtude das considerações de movimento uniformemente acelerado ( |
¯
∇
CAP E
|
considerado constante durante o tempo de duração dos eventos) e os erros
inerentes ao cálculo do |
V
ap
| em função do deslocamento do centro de massa,
um erro de 98s (≈ 5%) parece ser bem razoável.
O mesmo procedimento para os eventos com tempo de duração superior a
1800s não foi possível, em virtude do baixo número de eventos detectados
pelo ForTraCC-radar durante o período estudado. Além disso, suspeita-se que
com a maior probabilidade de alteração do centro de massa, os resultados
apresentariam maiores erros, por razões já comentadas.
É importante notar que aqui o |
V
ap0
| representa o desvio no instante inicial, assim
que o sistema precipitante foi detectado pelo ForTraCC-radar na ocasião de seu
nascimento e, portanto, esperado ser nulo; uma vez que inicialmente o sistema
precipitante é esperado seguir o movimento advectado (MONCRIEFF; MILLER,
1976), para somente com o passar do tempo ser aparentemente desviado pela
instabilidade.
Evidentemente, os possíveis erros associados à propagação computada pelo
ForTraCC-radar (deslocamento do centro de massa), ao campo do CAPE
(elaborado na análise do NCEP) e à consideração do |
¯
∇
CAP E
| constante
durante o tempo de duração do evento, unidos à influência da topografia da
região (terreno levemente acentuado a sul do radar com acidentes orográficos
pronunciados a norte) nos desvios e ao deslocamento do sistema de maior
89
escala (no qual os sistemas precipitantes estão embutidos), são considerados
os responsáveis pelos 47% restantes que faltaram ao ajuste do R
2
encontrado,
mesmo considerando a escala temporal de duração dos eventos relativamente
pequena (30min).
Pode-se concluir então que o vetor deslocamento real dos sistemas precipitantes
é dado pela soma vetorial das componentes advectiva e aparente, sendo este
determinado pela direção e intensidade do Gradiente Médio do CAPE, conforme
a relação a seguir:
|
V
ap
| = T
d
|
¯
∇
CAP E
|
Em comparação a:
|
V
ap
| = |
V
ap0
| + t|
¯
∇
CAP E
|
90
6 CONCLUSÕES E SUGESTÕES
6.1 Conclusões
A Meteorologia vem ao longo dos últimos anos aperfeiçoando os métodos de
previsão. Em grande parte, a melhoria das informações do tempo se deve ao
avanço da previsão numérica de tempo. No entanto, muitas vezes o alerta é
tardio e a população se vê incapaz e frágil diante das catástrofes ocasionadas por
tempos severos. Neste contexto, a previsão de curtíssimo prazo pode representar
o intervalo de tempo necessário à preparação e providências, visando amenizar
as intempéries decorrentes das fortes chuvas e ventos arrasadores.
O emprego e a eficácia do radar meteorológico na vigilância das tempestades
são incontestáveis. Contudo, em virtude de seu alcance relativamente restrito,
quando comparado com o satélite, torna-se relevante uma cobertura mais ampla,
a partir de uma rede de radares.
O Brasil, diante dos desafios impostos a se tornar neste novo milênio uma nação
líder em nosso continente, não pode desprezar o conhecimento e negligenciar
o uso da tecnologia que pode beneficiar não somente sua população, como
também fortes setores da economia, freqüentemente afetados pelo mau tempo.
A Metodologia para a recuperação do vento médio horizontal aplicando a técnica
LS-VAD foi atingida com êxito, sendo comparada com a radiosondagem da
localidade mais próxima e obtendo valores de direção com diferenças não
superiores a 40
o
e intensidades do vento praticamente iguais. Vale ressaltar
que o radar, empregado neste estudo, e a EMA, utilizada para comparação dos
dados de vento obtidos, não estão na mesma posição e a radiosondagem só foi
efetuada até o nível de 3500m, não permitindo, portanto, comparações acima.
No estudo da circulação de mesoescala, foram apresentados perfis do campo de
vento médio horizontal, divergência e refletividade dispostas em uma relação
altura-distância, onde a distância foi obtida a partir da coordenada tempo
transformada pela velocidade de translação do sistema. Apesar da ausência dos
dados de superfície, em função da altitude do radar, os resultados encontrados
foram condizentes com os resultados esperados e apresentados na parte teórica
deste trabalho.
91
A Climatologia dos deslocamentos dos sistemas precipitantes apresentou
resultados similares à climatologia dos sistemas já encontrada para a região,
com predomínio de deslocamento para leste e maiores velocidade no período
noturno. A Divisão por tamanho permitiu observar uma ondulação marcante nos
sistemas maiores, supostamente acompanhando as ondulações curtas, comuns
na região; e maior intensidade nas velocidades de propagação.
Ficou claro também que a classificação dos sistemas precipitantes no Espaço R
se adéqua melhor quando é apresentada em termos de valores médios de CAPE
e cisalhamento do vento, onde se percebe a influência destes parâmetros na
organização dos sistemas precipitantes quanto à severidade (tamanho associado
à refletividade máxima).
No estudo da propagação dos sistemas precipitantes buscou-se estabelecer uma
relação entre o Gradiente Médio do CAPE e os desvios aparentes do vetor vento
médio da camada, ocasionados durante a propagação. A análise mostrou que
o campo de instabilidade pode exercer significativa influência na propagação,
podendo esta influência ser parametrizada em função do Gradiente Médio do
CAPE e do tempo de duração desses sistemas.
Diante da teoria apresentada sobre movimento e propagação de tempestades,
na qual foi mostrada a influência da curvatura da hodógrafa no processo de
“splitting" e no movimento preferencial das células de tempestades, não foi
possível rastrear, durante o período de dados disponível, sistemas precipitantes
significativos, raio efetivo e refletividade máxima acima de 10km e 40 dBz, nas
quais o processo de “splitting" tenha ocorrido e pudesse ser investigado à luz da
teoria apresentada.
6.2 Sugestões para Trabalhos Futuros
Fica aqui como sugestões para futuros trabalhos:
• o estudo da circulação de mesoescala em diversos sistemas, utilizando-
se da técnica LS-VAD, especialmente em radares situados a baixas
alturas para o cálculo de correntes ascendentes, a partir da divergência,
por meio da integração da equação da continuidade aplicada a diversos
níveis, desde a superfície;
92
• os casos de “merge" e “splitting", detectados pelo ForTraCC-radar no
período estudado, não se enquadraram nos casos apresentados na
teoria; contudo seria interessante explorar a aderência de “merge" e
“splitting", a luz da teoria aplicada a esses casos; e
• a partir da observação de tornados em localidades de cobertura radar,
utilizar a técnica ForTraCC-radar para o rastreamento das células, nas
quais ocorreu o processo de “splitting", para comparação com a teoria
apresentada.
93
REFERÊNCIAS BIBLIOGRÁFICAS
BLUESTEIN, H. B.; JAIN, M. H. Formation of mesoscale lines of precipitation:
Severe squall lines in oklahoma during the spring. Journal of the Atmospheric
Sciences, v. 42, p. 1711–1732, 1985. 29
BLUESTEIN, H. B.; PARKER, S. S. Modes of isolated, severe convective storm
formation along the dryline. Monthly Weather Review, v. 121, p. 1354–1372,
1993. 29
BROWNING, K. A.; HARROLD, T. W. Air motion and precipitation growth in a
wave depression. Quarterly Journal of the Royal Meteorological Society,
v. 95, p. 288–309, 1969. 26, 30, 58, 60
BROWNING, K. A.; WEXLER, R. The determination of kinematic properties of a
wind field using doppler radar. Journal of Applied Meteorology, p. 105–113,
1968. 7, 23, 24, 25, 101, 105
BYERS, H. R.; BRAHAM, R. R. J. The thunderstorm. 1. ed. [S.l.]: U.S.
Government Printing Office, 1949. 287 p. 11, 12, 41
CALHEIROS, A. J. P.; MACHADO, L. A. T. Sistema de previsão imediata da
precipitação: o hydrotrack. Dissertação (Dissertação (Mestrado em )) —
Instituto Nacional de Pesquisas Espaciais-Br, São José dos Campos. 2002,
2008. 27
CARBONE, R.; FOOTE, B.; MONCRIEFF, M.; GAL-CHEN, T.; COTTON, W.;
HJELMFELT, M.; ROUX, F.; HEYMSFIELD, G.; BRANDES, E. Convective
Dynamics: Panel Report. 4. ed. American Meteorological Society, Chapter 24b:
Radar in Meteorology, Atlas D. Ed., 1990. 391-400 p. 28, 31, 48, 49, 78, 79, 81
CHONG, M.; AMAYENC, P.; SCIALOM, G.; TESTUD, J. A tropical squall line
observed during the copt 81 experiment in west africa. part 1: kinematic
structure inferred from dual-doppler radar data. Monthly Weather Review,
v. 115, p. 670–694, 1987. 3, 26
CHONG, M.; BOUSQUET, O. On the application of muscat to a ground-based
dual-doppler radar system. Meteorology and Atmospheric Physics, v. 78, p.
133–139, 2001. 23
95
CORREA, C. S.; CLARKE, R. T.; SILVEIRA, A. L. L. Estudo estatístico da
ocorrência de jatos no perfil vertical do vento na baixa troposfera e a sua
relação com eventos de intensa precipitação pluvial no Rio Grande do Sul.
317 p. Dissertação (Tese de Doutorado) — Universidade Federal do Rio Grande
do Sul, Instituto de Pesquisas Hidráulicas, Rio Grande do Sul, 2005. 64, 73
COTTON, W. R.; ANTHES, A. R. Storm and cloud dynamics. [S.l.]: Academic
Press: Inc. International Geophsics Series, 1989. 883 p. 13, 14, 15, 18, 32, 35,
37, 40, 49
DOSWELL, C. A. Severe convective storms-an overview. American
Meteorological Society, Severe Convective Storms, Meteorological
Monographs, Doswell Ed., v. 80, n. 50, 2001. 7, 8, 9, 10, 16, 43
DOVIAK, R. J.; ZRNIC, D. S. Doppler radar and weather observations. 2. ed.
New York: Dover Publications, Inc., 1993. 375 p. 5, 18, 49
EMANUEL, K. A. Atmospheric convection. 1. ed. [S.l.]: Oxford University
Press, 1994. 580 p. 8
GANDú, A. W.; SILVA-DIAS, M. A. F. Movimento de ecos de radar em relação a
ventos troposféricos na região leste de são paulo. In: CONGRESSO DE
METEOROLOGIA, 3., 1984, Rio de Janeiro. Anais... Rio de Janeiro: SBMet„
1984. p. 439–488. 42, 64
GENIO, A. D.; WU, J. The role of entrainment in the diurnal cycle of continental
convection. Journal of Climate, v. 23, p. 2722–2738, 2010. 10
GEORGIS, J. F.; ROUX, F.; CHONG, M.; PRADIER, S. Triple-doppler radar
analysis of the heavy rain event observed in the lago maggiore region during
map iop 2b. Quarterly Journal of the Royal Meteorological Society, v. 129, p.
495–522, 2003. 25
HOLTON, J. R. An introduction to dynamic meteorology. 4. ed. Amsterdam,
Netherlands: Elsevier Academic Press, 2004. 535 p. 8, 11, 13, 27, 35, 36, 51,
67, 78, 109, 111
HOUZE, J. R. A. Structure of atmospheric precipitation systems- a global survey.
Radio Sciences, v. 16, p. 671–689, 1981. 17, 28
96
. Mesoscale convective systems. Rev. Geophys., v. 42, p. RG4003, 2004.
16, 20, 21
JOHNSON, R. H.; MAPES, B. E. Mesoscale processes and severe
convective weather. 28, n.50. ed. Severe Convective Storms. Meteorological
Monographs: Doswell Ed, 2001. Chapter 3 p. 28, 42
JORGENSEN, D. P.; WECKWERTH, T. M. Forcing and organization of
convective systems. American Meteorological Society, Boston, v. 30, n. 52,
2003. Meteorological Monographs. Radar and Atmosphere Science: A
Collection of Essays in Honor of David Atlas. 1, 28, 31, 48, 49, 77, 79, 80
KLEMP, J. B. Dynamics of tornadic thunderstorm. Ann. Rev. Fluid Mech., v. 19,
p. 369–402, 1987. 38, 41
KLEMP, J. B.; WILHELMSON, R. B. The simulation of three-dimensional
convective storm dynamics. Journal of the Atmospheric Sciences, v. 35, p.
1070–1096, 1978. 32, 36
KLEMP, J. B.; WILHELMSON, R. B.; RAY, P. S. Observed and numerically
simulated structure of a mature supercell thunderstorm. Journal of the
Atmospheric Sciences, Chapter 24a, v. 38, p. 1558–1580, 1981. 33, 39
KNUPP, K. R.; COTTON, W. R. Internal structure of a small mesoscale
convective system. Monthly Weather Review, Chapter 24a, v. 115, 1987. 15,
16, 42
KOLLIAS, P.; ALBRECHT, B. A.; LHERMITTE, R.; SAVTCHENKO, A. Radar
observations of updrafts, downdrafts, and turbulence in fair-weather cumuli.
Journal of the Atmospheric Sciences, v. 58, p. 1750–1766, 2001. 7
MACHADO, L. A. T.; LAURENT, H. The convective system area expansion over
amazonia and its relationships with convective system life duration and high-level
wind divergence. Monthly Weather Review, v. 132, n. 4, p. 714–725, 2004. 26
MACHADO, L. A. T.; ROSSOW, W. B.; GUEDES, R. L.; WALKER, A. W. Life
cycle variations of mesoscale convective systems over the americas. Monthly
Weather Review, v. 126, n. 6, p. 1630–1654, 1998. 26, 48, 64, 77
97
MONCRIEFF, M. W. The dynamic structure of two-dimensional steady
convection in constant vertical shear. Quarter Journal Royal Meteorological
Society, v. 104, p. 543–567, 1978. 42, 50
MONCRIEFF, M. W.; MILLER, M. J. The dynamics and simulation of tropical
cumulonimbus and squall lines. Quarter Journal Royal Meteorological
Society, v. 102, n. 432, p. 373–394, 1976. 42, 50, 51, 89
MOORE, J. T.; PAPPAS, C. H.; GLASS, F. H. Propagation characteristics of
mesoscale convective systems. In: CONF. ON SEVERE LOCAL STORMS, 17.,
1993, St. Louis, MO. Proceedings... [S.l.], 1993. p. 538–541. 42, 51
OGURA, Y.; LIOU, M. T. The structure of a midlatitude squall line: A case of
study. Journal of the Atmospheric Sciences, Chapter 24a, v. 37, p. 553–567,
1980. 17, 19
PAIVA, L. M. S.; BODSTEIN, G. C. R.; MENEZES, W. F. Simulação do
escoamento atmosférico sobre uma colina isolada utilizando o modelo rams.
Revista Brasileira de Meteorologia, v. 19, n. 2, p. 163–176, 2004. 67
PANDYA, R.; DURRAN, D. The influence of convectively generated thermal
forcing on the mesoscale circulation around squall lines. Journal of the
Atmospheric Sciences, v. 53, p. 2924–2951, 1996. 21
PARKER, M. D.; JOHNSON, R. H. Organizational modes of midlatitude
mesoscale convective systems. Monthly Weather Review, v. 128, p.
3413–3436, 2000. 29
QUEIROZ, A. P. Monitoramento e previsão imediata de tempestades
severas usando dados de radar. 128 p. Dissertação (Dissertação (Mestrado
em Meteorologia)) — Instituto Nacional de Pesquisas Espaciais-INPE, São José
dos Campos, 2008. Disponível em: <http:
//urlib.net/sid.inpe.br/mtc-m18@80/2008/11.17.19.50<http://urlib.net/
rep/sid.inpe.br/mtc-m18@80/2008/11.17.19.50?languagebutton=pt-BR>.
Acesso em: 12 mar 2009. 3, 26
RAY, P. S. Convective dynamics. American Meteorological Society, Boston, p.
348–374, 1990. 5, 12, 14, 15, 16, 28, 32, 35, 37, 39, 67, 110, 113
98
ROTUNNO, R.; KLEMP, J. B. The influence of the shear-induced pressure
gradient on thunderstorm motion. Monthly Weather Review, v. 110, p.
136–151, 1982. 32, 33, 34, 35, 36, 37, 39, 40, 41, 42, 110, 111, 113
ROTUNNO, R.; KLEMP, J. B.; WEISMAN, M. L. A theory for strong, long lived
squall lines. Journal of the Atmospheric Science, v. 45, n. 3, p. 463–485,
1988. 17
SCHULTZ, D. M.; SCHUMACHER, P. N.; III, C. A. D. The intricacies of
instabilities. Monthly Weather Review, v. 128, p. 4143–4148, 2000. 10
SHERWOOD, S. C. On moist instability. Monthly Weather Review, v. 128, p.
4139–4142, 2000. 10
SMULL, B. F.; HOUZE, J. R. A. A midlatitude squall line with a trailing region of
stratiform rain: radar and satellite observations. Monthly Weather Review,
v. 113, p. 117–133, 1985. 17, 28, 49, 59
. Rear inflow in squall lines with trailing stratiform precipitation. Monthly
Weather Review, v. 115, p. 2869–2889, 1987. 18, 19
STENSRUD, D. J. Effects of persistent, midlatitude mesoscale regions of
convection on the large-scale environment during the warm season. Journal of
the Atmospheric Sciences, v. 53, p. 3503–3527, 1996. 15
SZOKE, E. J.; ZIPSER, E. J. A radar study of convective cells in gate. part ii: life
cycles of convective cells. Journal of the Atmospheric Sciences, Chapter 25a,
v. 43, p. 199–218, 1986. 17
TESTUD, J.; BREGER, G.; AMAYENC, P.; CHONG, M.; NUTTEN, B.;
SAUVAGET, A. A doppler radar observation of a cold front: three-dimensional air
circulation, related precipitation system and associated wavelike motions.
Journal of the Atmospheric Sciences, v. 37, p. 78–98, 1980. 3, 24, 26
VILA, D. A.; MACHADO, L. A. T.; LAURENT, H.; VELASCO, I. Forecast and
tracking the evolution of cloud clusters (fortracc) using satellite imagery:
methodology and validation. American Meteorological Society, v. 23, p.
233–245, 2008. 27
99
WAKIMOTO, R. M. Convectively driven high events. American Meteorological
Society, Severe Convective Storms, Meteorological Monographs, Doswell Ed.,
v. 80, n. 50, p. 255–298, 2001. 11, 38
WALLACE, J. M.; HOBBS, P. V. Atmospheric Science: an introductory
survey. 2. ed. [S.l.]: Academic Press, 2006. 344-366 p. 1, 11, 12, 17, 18, 35, 36
WEISMAN, M. L.; KLEMP, J. B. The dependence of numerically simulated
convective storms on vertical wind shear and buoyancy. Monthly Weather
Review, v. 110, p. 504–520, 1982. 28
. Characteristics of convective storms. mesoscale meteorology and
forecasting. radar in meteorology, ray ed. American Meteorological Society,
Chapter 15, Boston, v. 110, p. 793, 1986. 12, 13
WILHEMSON, R. B.; WILHEMSON, J. B. A tri-dimensional numerical simulation
of splitting severe storm on 3 april 1964. Journal of the Atmospheric
Sciences, v. 38, p. 1581–1600, 1981. 35
100
8 APÊNDICE A - ANÁLISE GERAL DA TÉCNICA VAD
Browning e Wexler (1968) desenvolveram uma análise geral da técnica VAD,
válida para situações na qual os campos de velocidade do vento e da
precipitação (velocidade terminal das gotas, aqui chamada V
f
, do inglês “fall
velocity" ), não são uniformes. A demonstração obedece ao princípio de que
certos cuidados devam ser observados para minimizar a não homogeneidade de
V
f
e do cisalhamento vertical do vento. Os desvios da velocidade radial Doppler
média de uma perfeita senóide constitui uma medida confiável de alguns termos
derivativos do vento horizontal.
Considere o sistema de coordenadas cartesiano com x , y e z positivos em
direção a leste, a norte e para baixo, respectivamente, com o radar posicionado
na origem do sistema de coordenadas. O feixe radar é direcionado a um
ângulo de elevação α , girando ao redor do eixo vertical com o “range
gate" estabelecido a uma rampa de alcance R (alcance horizontal r), de modo
a efetuar uma varredura radar circular horizontal centrada na origem (Figura 8.1).
Ao redor de todo o círculo varrido, o radar recebe como retorno da precipitação,
informações de V
f
movimentando-se em função da velocidade (V
h
) e direção (θ)
do vento horizontal em relação ao eixo x.
Figura 8.1 - Geometria da varredura radar.
Fonte: Browning e Wexler (1968)
101
Observando o plano que contém o triângulo radar, o ponto O e a gota, observa-se
que:
Figura 8.2 - Detalhes da geometria de varredura do radar.
O ângulo entre o vetor V
h
e o plano azimutal é (β − θ), e no azimute tem-se
V
h
cos(β − θ) ;
O ângulo entre a radial e o plano horizontal que contém a gota é α e na radial
tem-se V
h
cos(β − θ) cos α ;
O ângulo entre V
r
e V
f
é (90
o
− α) e na radial tem-se V
f
cos(90
o
− α) = V
f
rmsenα
Portanto, a variação azimutal da velocidade radial média, V
r
, sentida pelo radar
é dada por:
102
V
r
(β) = −V
h
(β) cos(β − θ) cos α + V
f
(β)senα
= −V
h
(β)[cos β cos θ + senβsenθ] cos α + V
f
(β)senα
= −[V
h
(β) cos θ cos β cos α + V
h
(β)senθsenβ cos α] + V
f
(β)senα
(8.1)
Mas:
V
h
(β) cos θ = V
x
V
h
(β)senθ = V
y
(8.2)
Então:
V
r
(β) = −V
x
(β) cos β cos α − V
y
(β)senβ cos α + V
f
(β)senα (8.3)
Convencionalmente, V
r
e V
f
são positivos quando direcionados ao radar e para
baixo, respectivamente.
O display radar de V
r
em função do azimute β é o chamado “Velocity-Azimuth
Display (VAD)" .
As componentes do vento V
x
e V
y
podem ser expressas em termos de seus
valores no centro do círculo e em termos de velocidade linear média:
V
x
= V
x0
+
¯
∂V
x
∂x
x +
¯
∂V
x
∂y
y
V
y
= V
y0
+
¯
∂V
y
∂x
x +
¯
∂V
y
∂y
y
(8.4)
Introduzindo os termos na equação de V
r
(β) , onde x = r cos β e y = rsenβ , e
assumindo para o presente que a precipitação é horizontalmente homogênea:
V
r
(β) = −
1
2
r cos α
∂
¯
V
x
∂x
+
∂
¯
V
y
∂y
+ V
f0
senα − V
x0
cos α cos β − V
y0
cos αsenβ
−
1
2
r cos α
∂
¯
V
x
∂x
−
∂
¯
V
y
∂y
cos 2β −
1
2
r cos α
∂
¯
V
x
∂y
+
∂
¯
V
y
∂x
sen2β
A equação acima pode ser composta em uma Série de Fourier da forma:
103
V
r
=
1
2
a
0
+
∞
n=1
(a
n
cos β + b
n
sennβ)
Onde os três primeiros coeficientes são:
a
0
= −r cos α
∂
¯
V
x
∂x
+
∂
¯
V
y
∂y
+ 2V
f0
senα
a
1
= −V
x0
cos α
b
1
= −V
v0
cos α
a
2
= −
1
2
r cos α
∂
¯
V
x
∂x
−
∂
¯
V
y
∂y
b
2
= −
1
2
r cos α
∂
¯
V
x
∂y
+
∂
¯
V
y
∂x
Os termos
∂
¯
V
x
∂x
+
∂
¯
V
y
∂y
;
∂
¯
V
x
∂x
−
∂
¯
V
y
∂y
;
∂
¯
V
x
∂y
+
∂
¯
V
y
∂x
,
são, respectivamente, a divergência horizontal e as deformações por
“stretching" e “shearing" .
Então, a divergência, a intensidade e a direção do vento podem ser dadas por:
104
divV
h
= −
a
0
r cos α
+
2V
f0
r
tan α
V
h
=
V
2
x0
+ V
2
y0
= −
a
2
1
+ b
2
1
cos α
θ = arctan
V
y0
V
x0
=
π
2
− arctan
b
1
a
1
, se b
1
for negativo
3π
2
− arctan
b
1
a
1
, se b
1
for positivo
(8.5)
A Figura 8.3 mostra o relacionamento das quantidades determinadas pelo VAD
e o campo de vento.
Figura 8.3 - Ilustração gráfica do relacionamento da divergência horizontal e da
translação entre o campo de vento e os termos correspondentes do VAD.
Na figura foi retirada a deformação por não ser do interesse deste trabalho.
Fonte: Browning e Wexler (1968)
105
9 APÊNDICE B - COMPARAÇÃO DO PERFIL VERTICAL DO VENTO
HORIZONTAL OBTIDO PELA TÉCNICA LS-VAD E A SONDAGEM DA
ESTAÇÃO METEOROLÓGICA DE ALTITUDE DE SANTA MARIA-RS (EMA-
SM)
Tabela 9.1 - Comparação entre a radiosondagem das 1200 GMT (lançamento do balão
às 1150 GMT, conforme registro no arquivo de vento) da EMA-SM e a
técnica LS-VAD aplicada à varredura volumétrica das 1145 GMT do radar
de Santiago-RS.
EMA-SM LS-VAD
Altura (m) 29
o
51’02"S/53
o
46’02"W 29
o
13’50"S/54
o
55’46"W
1200 GMT 1145 GMT
DDD (
o
)/VV (m.s
−1
) DDD (
o
)/VV (m.s
−1
)
500 210/14 245/13
750 210/15 250/16
1000 215/17 250/18
1250 220/17 255/19
1500 225/19 255/20
1750 235/21 255/21
2000 235/23 255/22
2250 245/22 260/25
2500 245/21 260/26
2750 260/21 260/26
3000 275/24 265/25
3250 285/29 265/25
Fonte: Banco de dados do Segundo Centro Integrado de Defesa Aérea e Controle de
Tráfego Aéreo, unidade do DECEA responsável pela operação da EMA-SM.
Obs.: A sondagem da EMA-SM foi encerrada no nível de 3341m
107
10 APÊNDICE C - TEORIA DO SPLITTING
A vorticidade vertical inicial inevitavelmente vem do “tilting´´ da vorticidade
horizontal contida no cisalhamento do vento ambiente. Partindo da equação da
vorticidade em coordenadas cartesianas (HOLTON, 2004) (p 101):
D
Dt
(ζ + f) = −(ζ + f)
∂u
∂x
+
∂ν
∂y
−
∂w
∂x
∂ν
∂z
−
∂w
∂y
∂u
∂z
+
1
ρ
2
∂ρ
∂x
∂p
∂y
−
∂ρ
∂y
∂p
∂x
(10.1)
A equação 10.1 estabelece que a taxa de variação da vorticidade absoluta
seguindo o movimento é dada pelo somatório dos três termos a direita: termo
de divergência, termo de “tilting“ e o termo solenoidal, respectivamente (HOLTON,
2004). Analisando o termo de “tilting“.
Dζ
Dt
= −
∂w
∂x
∂ν
∂z
−
∂w
∂y
∂u
∂z
Dζ
Dt
=
∂w
∂y
∂u
∂z
−
∂w
∂x
∂ν
∂z
(10.2)
Segundo (HOLTON, 2004), a equação (10.2) representa a vorticidade vertical
gerada pela inclinação (“tilting“) das componentes horizontais de vorticidade
devido ao movimento vertical não uniforme (corrente ascendente inicial).
Considerando agora um escoamento consistindo de uma simples corrente
ascendente embutida em um escoamento básico zonal (
∂v
∂z
= 0). Para
∂u
∂z
> 0,
como no caso da figura 3.5 a, uma vorticidade positiva é gerada no lado sul da
corrente ascendente, onde
∂w
∂y
> 0; e uma vorticidade negativa se desenvolve no
setor norte, onde
∂w
∂y
< 0 .
Linearizando a equação (10.2), admitindo que
V =
¯
V + v’; onde o estado básico
do vento horizontal varia somente com a altura (
¯
V = [¯u(z),¯v(z),0]) e a perturbação
é v’ =[u
, v
, w
] , tem-se:
109
D
Dt
(
¯
ζ + ζ
) =
∂w
∂y
∂(¯u + u
)
∂z
−
∂w
∂x
∂(¯v + v
)
∂z
Dζ
Dt
=
∂w
∂y
∂¯u
∂z
+
∂w
∂y
∂u
∂z
−
∂w
∂x
∂¯v
∂z
−
∂w
∂x
∂v
∂z
Dζ
Dt
= (
∂w
∂y
∂¯u
∂z
−
∂w
∂x
∂¯v
∂z
) + (
∂w
∂y
∂u
∂z
−
∂w
∂x
∂v
∂z
)
O segundo termo à direita é um produto de perturbações (desprezadas na
soma); logo:
Dζ
Dt
= (
∂w
∂y
∂¯u
∂z
−
∂w
∂x
∂¯v
∂z
)
Examinando a parte linear (Rotunno e Klemp, 1982; Ray, 1986), tem-se:
Dζ
Dt
=
ˆ
k • (
d
V
dz
×
∇w
) (10.3)
Onde ζ
é a perturbação da componente vertical do vetor de vorticidade e w
é a
perturbação da componente vertical do movimento.
A equacao (10.3) é a forma linearizada da inclinação (“tilting“) das linhas de
vórtices e mostra que o par de vórtices de rotação contrária fica perpendicular
(produto vetorial) ao cisalhamento do vento ambiente (ROTUNNO; KLEMP, 1982;
RAY, 1990).
110
11 APÊNDICE D - PROCESSOS DINÂMICOS ENVOLVIDOS NA TEORIA DO
SPLITTING
Para o entendimento dos distúrbios de pressão, gerados a partir da interação
de uma corrente ascendente inicial com o vetor cisalhamento do vento ambiente
(teoria linear proposta por Rotunno e Klemp (1982)), se fará uso da aproximação
de Boussinesq (HOLTON, 2004) (p. 117), para a qual os processos dinâmicos
podem ser moldados pelo uso da teoria de fluido homogêneo (densidade
constante - American Meteorology Glossary), incompressível e não viscoso,
conforme feito por Rotunno e Klemp (1982).
Assim, as equações do momentum, termodinâmica e continuidade podem ser
escritas:
∂
V
∂t
+
V •
∇
V = −
1
ρ
0
∇p + B
ˆ
k
DB
Dt
= −N
2
w
∇ •
V = 0
Onde
V = [u, v, w] é o vetor velocidade.
Tomando a componente vertical da equação do momentum:
∂w
∂t
= −
V •
∇w −
1
ρ
0
∂p
∂z
+ B
A equação acima mostra que a variação local da velocidade vertical pode ser
devido à advecção, ao gradiente vertical de pressão, ou ao termo de flutuação.
Como o mecanismo que se quer investigar não está relacionado diretamente
aos efeitos do “bouyancy“, considerar-se-á um fluido homogêneo (B’ = N
2
= 0),
escoando horizontalmente a uma velocidade
¯
V (z) (ROTUNNO; KLEMP, 1982).
Deste modo, linearizando as equações e assumindo que
V =
¯
V + v
; onde
o estado básico do vento horizontal varia somente com a altura,
¯
V (z) =
[¯u(z), ¯v(z), 0] e a perturbação é dada por v
(x, y, z, t) = [u
, v
, w
] , tem-se:
111
∂
∂t
(
¯
V + v
) + (
¯
V + v
) •
∇(
¯
V + v
) = −
1
ρ
0
∇(¯p + p
) + B
ˆ
k
∇ • (
¯
V + v
) = 0
∂v
∂t
+
¯
V •
∇
¯
V +
¯
V •
∇v
+ v
•
∇
¯
V + v
•
∇v
= −
1
ρ
0
∇p
+ B
ˆ
k
∇ •
¯
V +
∇ • V
= 0
Mas:
¯
V •
∇
¯
V = [
ˆ
i¯u(z) +
ˆ
j¯v(z)] • [
ˆ
i
∂
¯
V (z)
∂x
+
ˆ
j
∂
¯
V (z)
∂y
+
ˆ
k
∂
¯
V (z)
∂z
] = 0
v
•
∇
¯
V = [
ˆ
iu
+
ˆ
jv
+
ˆ
kw
] • [
ˆ
i
∂
¯
V (z)
∂x
+
ˆ
j
∂
¯
V (z)
∂y
+
ˆ
k
∂
¯
V (z)
∂z
] = w
∂
¯
V
∂z
v
•
∇v
∼
=
0 (produto de perturbações, negligenciada na soma)
∇ •
¯
V = [
ˆ
i
∂
∂x
+
ˆ
j
∂
∂y
+
ˆ
k
∂
∂z
] • [
ˆ
i¯u(z) +
ˆ
j¯v(z)] = 0
Assim:
∂v
∂t
+
¯
V •
∇v
+ w
∂
¯
V
∂z
= −
1
ρ
0
∇p
+ B
ˆ
k
∇ • v
= 0
Aplicando o divergente (
∇•) na primeira equação:
∇ •
∂v
∂t
+
∇ • (
¯
V •
∇)v
+
∇ • (w
∂
¯
V
∂z
) = −
1
ρ
0
∇ •
∇p
+
∇ • (B
ˆ
k)
∇ • v
= 0
Resolvendo por partes:
a)
∇ •
∂v
∂t
=
∂
∂t
(
∇ • v
) = 0
b)
∇ • (
¯
V •
∇)v
=
∇ • [¯u(z)
∂v
∂x
+ ¯v(z)
∂v
∂y
]
112
=
∇ • [¯u(z)
∂v
∂x
] +
∇ • [¯v(z)
∂v
∂y
]
= ¯u(z)
∇ •
∂v
∂x
+ [
∇¯u(z)] •
∂v
∂x
+ ¯v(z)
∇ •
∂v
∂y
+ [
∇¯v(z)] •
∂v
∂y
= ¯u(z)
∂
∂x
(
∇ • v
) + [
ˆ
k
∂ ¯u(z)
∂z
] •
∂v
∂x
+ ¯v(z)
∂
∂y
(
∇ • v
) + [
ˆ
k
∂¯v(z)
∂z
] •
∂v
∂y
=
∂ ¯u(z)
∂z
∂w
∂x
+
∂¯v(z)
∂z
∂w
∂y
=
∂
¯
V
∂z
•
∇w
c)
∇ • (w
∂
¯
V
∂z
) = w
∇ •
∂
¯
V
∂z
+ (
∇w
) •
∂
¯
V
∂z
= w
∂
∂z
(
∇ •
¯
V ) +
∂
¯
V
∂z
•
∇w
=
∂
¯
V
∂z
•
∇w
d)−
1
ρ
0
∇ •
∇p = −
1
ρ
0
∇
2
p
e)
∇ • (B
ˆ
k) = 0 (fluido homogêneo)
Juntando as equações:
∂
¯
V
∂z
•
∇w
+
∂
¯
V
∂z
•
∇w
= −
1
ρ
0
∇
2
p
1
ρ
0
∇
2
p
= −2
∂
¯
V
∂z
•
∇w
Logo:
p
≈
∂
¯
V
∂z
•
∇w
(11.1)
A equação 11.1 mostra que as perturbações de pressão estão alinhadas
paralelamente (produto escalar) ao vetor cisalhamento do vento (ROTUNNO;
KLEMP, 1982; RAY, 1990).
113
Livros Grátis
( http://www.livrosgratis.com.br )
Milhares de Livros para Download:
Baixar livros de Administração
Baixar livros de Agronomia
Baixar livros de Arquitetura
Baixar livros de Artes
Baixar livros de Astronomia
Baixar livros de Biologia Geral
Baixar livros de Ciência da Computação
Baixar livros de Ciência da Informação
Baixar livros de Ciência Política
Baixar livros de Ciências da Saúde
Baixar livros de Comunicação
Baixar livros do Conselho Nacional de Educação - CNE
Baixar livros de Defesa civil
Baixar livros de Direito
Baixar livros de Direitos humanos
Baixar livros de Economia
Baixar livros de Economia Doméstica
Baixar livros de Educação
Baixar livros de Educação - Trânsito
Baixar livros de Educação Física
Baixar livros de Engenharia Aeroespacial
Baixar livros de Farmácia
Baixar livros de Filosofia
Baixar livros de Física
Baixar livros de Geociências
Baixar livros de Geografia
Baixar livros de História
Baixar livros de Línguas
Baixar livros de Literatura
Baixar livros de Literatura de Cordel
Baixar livros de Literatura Infantil
Baixar livros de Matemática
Baixar livros de Medicina
Baixar livros de Medicina Veterinária
Baixar livros de Meio Ambiente
Baixar livros de Meteorologia
Baixar Monografias e TCC
Baixar livros Multidisciplinar
Baixar livros de Música
Baixar livros de Psicologia
Baixar livros de Química
Baixar livros de Saúde Coletiva
Baixar livros de Serviço Social
Baixar livros de Sociologia
Baixar livros de Teologia
Baixar livros de Trabalho
Baixar livros de Turismo
