estudo de celulas convectivas em rondonia...

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INPE-16238-TDI/1554 ESTUDO DE C ´ ELULAS CONVECTIVAS EM ROND ˆ ONIA DURANTE O EXPERIMENTO WETAMC-LBA/TRMM Marcos Cezar Yoshida Disserta¸c˜ ao de Mestrado do Curso de P´ os-Gradua¸ ao em Meteorologia, orientada pelo Dr. Nelson Jesus Ferreira, aprovada em 27 de mar¸co de 2002. Registro do documento original: <http://urlib.net/sid.inpe.br/iris@1905/2005/08.03.21.22> (3503 KB> INPE ao Jos´ e dos Campos 2009

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INPE-16238-TDI/1554

ESTUDO DE CELULAS CONVECTIVAS EM

RONDONIA DURANTE O EXPERIMENTO

WETAMC-LBA/TRMM

Marcos Cezar Yoshida

Dissertacao de Mestrado do Curso de Pos-Graduacao em Meteorologia, orientada

pelo Dr. Nelson Jesus Ferreira, aprovada em 27 de marco de 2002.

Registro do documento original:

<http://urlib.net/sid.inpe.br/iris@1905/2005/08.03.21.22> (3503 KB>

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Sao Jose dos Campos

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INPE-16238-TDI/1554

ESTUDO DE CELULAS CONVECTIVAS EM

RONDONIA DURANTE O EXPERIMENTO

WETAMC-LBA/TRMM

Marcos Cezar Yoshida

Dissertacao de Mestrado do Curso de Pos-Graduacao em Meteorologia, orientada

pelo Dr. Nelson Jesus Ferreira, aprovada em 27 de marco de 2002.

Registro do documento original:

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Sao Jose dos Campos

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Dados Internacionais de Catalogacao na Publicacao (CIP)

Yoshida, Marcos Cezar.Y83e Estudo de celulas convectivas em Rondonia durante o experi-

mento WETAMC-LBA/TRMM / Marcos Cezar Yoshida. – SaoJose dos Campos : INPE, 2009.

95p. ; (INPE-16238-TDI/1554)

Dissertacao (Mestrado em Meteorologia) – Instituto Nacionalde Pesquisas Espaciais, Sao Jose dos Campos, 2002.

Orientador : Dr. Nelson Jesus Ferreira.

1. Chuva. 2. Precipitacao (Meteorologia). 3. Tropical Rain-fall Measuring Mission (TRMM). 4. Precipitacao Radar (PR).5. Large Scale Biosphere - Atmosphere Experiment in Amazonia(LBA). 5. Rondonia. I.Tıtulo.

CDU 551.501.86 (811.1)

Copyright c© 2009 do MCT/INPE. Nenhuma parte desta publicacao pode ser reproduzida, arma-zenada em um sistema de recuperacao, ou transmitida sob qualquer forma ou por qualquer meio,eletronico, mecanico, fotografico, reprografico, de microfilmagem ou outros, sem a permissao es-crita da Editora, com excecao de qualquer material fornecido especificamente no proposito de serentrado e executado num sistema computacional, para o uso exclusivo do leitor da obra.

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“Elias, o tesbita de Tesbi de Galaad disse aorei Acab: “Pela vida de JAVÉ, o DEUS deIsrael, a quem sirvo: nestes anos não haveráorvalho nem chuva, a não ser quando eumandar.” (I Reis 17, 1-2)”

...

“Muito tempo depois, no terceiro ano, JAVÉdirigiu a palavra a Elias: “Vá e se apresentea Acab, porque vou mandar chuva sobre aterra.” (I Reis 18,1-2)”

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“Grandioso és tu Senhor, pelo triunfo.”

À Himeyo Yoshida, in memorian, à suacoragem, amor, caridade e dedicação afamília, dedico.

Ao Marcos R. T. Pasqualeto, in memorian,pela nossa amizade, dedico.

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A minha família, agradeço.

À Edilaine, de coração.

Aos professores Nelson J. Ferreira, AugustoJ. Pereira Filho e demais membros da banca,pelas preciosas sugestões e comentários.

Aos amigos, eternidade . . .

Ao INPE, a oportunidade.

À CAPES, a confiança.

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RESUMO

Este estudo analisa o comportamento tridimensional da chuva convectiva sobreo estado de Rondônia e imediações durante a primeira Wet Season AtmosphericMesoscale Campaign (WETAMC) do Large Scale Biosphere–Atmosphere Experimentin Amazonia (LBA), em conjunto com a Tropical Rainfall MeasuringMission (TRMM), que foi realizado no período de janeiro e fevereiro de 1999.Foram utilizadas imagens do “Precipitation Radar ” (PR) a bordo do satélite TRMM,radiosondagens atmosféricas realizadas na estação meteorológica do Rebio Jaru,imagens do Geostationary Operational Environmental Satellite–8 (GOES–8) e oscampos de vento e umidade do National Center for Enviroment Predictions/NationalCenter for Atmospheric Research (NCEP/NCAR). Nas análises do comportamentovertical das células convectivas, a partir de um critério de intensidade adotado,selecionaram-se apenas as tempestades maduras fortes e intensas, e obteve-se osperfis verticais médio zonal e médio meridional da taxa de precipitação. Definindoum critério de profundidade em relação aos perfis médios, as células convectivasforam classificadas em rasas, médias e profundas. Para analisar o comportamentohorizontal das tempestades convectivas, observou-se o campo de chuva na regiãode Rondônia dentro do ciclo diurno em 3 subregiões. Adicionalmente, cadaimagem foi identificada conforme a sua distribuição de células de chuva dentroda área precipitante em tempestades unicelulares, multicelulares e supercelulares.Combinando o comportamento horizontal e vertical da chuva convectiva, observou-seque os eventos multicelulares ocorrem com maior frequência (58,3%), seguidodos eventos unicelulares (25,0%) e supercelulares (16,7%). Destaca-se que noseventos supercelulares a profundidade alcançada pelas células convectivas tendea ser menor do que a média. Nos eventos unicelulares e multicelulares as célulasconvectivas apresentaram distribuições abaixo e acima da média. Um estudo decaso de uma tempestade supercelular ocorrida no norte de Rondônia no dia 25de janeiro é apresentado. Neste caso, as análises do índice de levantamento (Li),do índice K (Ki), da energia potencial convectiva disponível (CAPE), da razão demistura (r) e da temperatura potencial equivalente (θe) indicam que o evento ocorreuem um ambiente termodinamicamente favorável para desenvolvimento de sistemasconvectivos.

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STUDY OF CONVECTIVE CELLS IN RONDÔNIA DURING THEWETAMC–LBA/TRMM EXPERIMENT

ABSTRACT

This study analyzes the three-dimensional behavior of the convective rain on thestate of Rondônia and vicinity during the first Wet Season Atmospheric MesoscaleCampaign (WETAMC) of the Large Scale Biosphere–Atmosphere Experimentin Amazonia (LBA) and concomitantly with the validation of the TropicalRainfall Measuring Mission (TRMM). The analysis was done from January toFebruary, 1999 period. Rain images from the Precipitation Radar (PR) onboardof the TRMM satellite, Rebio Jaru radiosonde data, Geostationary OperationalEnvironmental Satellite–8 (GOES–8) infrared images and National Center forEnviroment Predictions/National Center for Atmospheric Research (NCEP/NCAR)wind and humidity fields were used for characterizing the convective activity. In theanalyses of the vertical behavior of convective cells, following an adopted intensitycriterium, it was selected only the strong and intense cells in their mature stage toobtain the zonal and meridional average vertical profiles of rain. From the averageprofiles, the convective cells were classified as shallow, medium and deep. To analyzethe horizontal distribution of the convective storms and the associated diurnal cycleof rainfall, the region Rondônia was subdivided in three subregions. Additionally,each rain event was classified as: singlecell, multicell and supercell storms. From thehorizontal and vertical behavior of the convective storms, it was observed that theprevailing events are: multicells (58,3%), singlecells (25,0%) and supercells (16,7%).It stands out that in the case of supercells the convective depth tend to be shallow,while singlecells and multicells events are relatively well distributed between shallowand deep. A case study of a supercell storm occurred in northen Rondônia on the25 of January was also analyzed. In this case, variables such as the lift index (Li), kindex (Ki), convective available potential energy (CAPE), mixing rate (r) and theequivalent potential temperature (θe) indicate that the event occurred in an ambientthermodynamically favorable for the storm development.

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SUMÁRIO

Pág.

LISTA DE FIGURASLISTA DE TABELASLISTA DE SÍMBOLOSLISTA DE SIGLAS E ABREVIATURAS

CAPÍTULO 1 –INTRODUÇÃO . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 25

CAPÍTULO 2 –REVISÃO BIBLIOGRÁFICA . . . . . . . . . . . . . 292.1 – Aspectos da Formação da Chuva Convectiva . . . . . . . . . . . . . . . 292.2 – Sistemas Convectivos que Atuam na Amazônia . . . . . . . . . . . . . 302.2.1 – Linhas de Instabilidade na Amazônia . . . . . . . . . . . . . . . . . . 322.3 – Influências de Grande Escala em Rondônia/Amazônia . . . . . . . . . . 332.3.1 – Alta da Bolívia – AB . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 342.3.2 – Vórtices Ciclônicos na Alta Troposfera – VCAT . . . . . . . . . . . . 342.3.3 – Zona de Convergência do Atlântico Sul – ZCAS . . . . . . . . . . . . 35

CAPÍTULO 3 –O SATÉLITE TRMM . . . . . . . . . . . . . . . . . 373.1 – Visible and Infrared Scanner – VIRS . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 383.2 – TRMM Microwave Imager – TMI . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 393.3 – Precipitation Radar – PR . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 40

CAPÍTULO 4 –DADOS E METODOLOGIA . . . . . . . . . . . . . 434.1 – Perfil Vertical de Taxa de Precipitação Obtido pelo PR Durante o

WETAMC–LBA/TRMM . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 434.2 – Distribuição Horizontal da Chuva na Superfície . . . . . . . . . . . . . 474.3 – Análise de Radiosondagens . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 484.4 – Critério para Escolha dos Eventos . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 504.5 – Índices de Estabilidade . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 544.5.1 – Energia Potencial Convectiva Disponível – CAPE . . . . . . . . . . . 554.5.2 – Índice de Levantamento – LI . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 564.5.3 – Índice K – KI . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 56

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CAPÍTULO 5 –RESULTADOS E DISCUSSÕES . . . . . . . . . . . 595.1 – Perfis Verticais de Precipitação Ocorridos Durante o Experimento

WETAMC–LBA/TRMM . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 595.2 – Características Gerais dos Casos Convectivos . . . . . . . . . . . . . . . 605.3 – Estrutura Horizontal da Precipitação Estimada com o PR . . . . . . . 665.4 – Estudo de Caso de Atividade Convectiva Ocorrido Durante o

WETAMC–LBA/TRMM . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 695.4.1 – Análise do Campo de Chuva . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 695.4.2 – Análise da Sondagem das 1146 UTC do Dia 25/01/1999 . . . . . . . 735.4.3 – Análise Sinótica do Caso Convectivo do Dia 25/01/1999 . . . . . . . 78

CAPÍTULO 6 –CONSIDERAÇÕES FINAIS, CONCLUSÕES ERECOMENDAÇÕES . . . . . . . . . . . . . . . . . . 83

REFERÊNCIAS BIBLIOGRÁFICAS . . . . . . . . . . . . . . . . . . 85

ÍNDICE . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 95

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LISTA DE FIGURAS

Pág.

1.1 Topografia do estado de Rondônia . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 25

2.1 Estágios na evolução do ciclo de vida das tempestades . . . . . . . . . 30

3.1 O satélite TRMM e seus sensores: TMI, VIRS, PR, LIS e CERES . . . 38

3.2 Geometria de sondagem dos principais sensores do satélite TRMM . . . 39

3.3 Diagrama de blocos do funcionamento do Precipitation Radar . . . . . 42

4.1 Esquema de interpolação dos dados . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 45

4.2 Esquema de análise de células convectivas maduras fortes e intensas . . 46

4.3 Área de estudo. O estado de Rondônia foi dividido em 3 setores: I – norte,II – central e III – sudeste . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 48

5.1 Perfis médio de taxa de precipitação derivados do PR . . . . . . . . . . 60

5.2 Distribuição da taxa de precipitação na superfície em mm.hr−1, obtidapelo PR no período de janeiro a fevereiro de 1999 para a região deRondônia e setores norte (I), central (II) e sudeste (III) . . . . . . . . . 67

5.3 Distribuição da chuva por período para Rondônia e para os setoresI, II e III, obtida pelo PR, durante janeiro e fevereiro de 1999 . . . . . 68

5.4 Taxas de precipitação obtidas pelo PR para a órbita 6680 ocorrida em25/01/1999, sobre a região de Rondônia . . . . . . . . . . . . . . . . . 70

5.5 Perfis verticais zonal e meridional das células A, B, C e D . . . . . . . 71

5.6 Perfis verticais zonal e meridional das células E, F e G . . . . . . . . . 72

5.7 Perfil vertical da temperatura, temperatura do ponto de orvalho, umidadee vento em um diagrama SkewT-logP para sondagem efetuada às1146 UTC do dia 25/01/1999 na localidade do Rebio Jaru . . . . . . . 74

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5.8 Evolução temporal dos índices de estabilidades: (a) energia potencialconvectiva disponível (CAPE), (b) índice de levantamento (Li) e(c) índice K (Ki), desde o dia 24 até o dia 27 de janeiro de 1999 . . . . 76

5.9 Evolução temporal do perfil vertical da razão de mistura r (g.kg−1) . . 77

5.10 Evolução temporal do perfil vertical da temperatura potencial equivalenteθe (K) . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 78

5.11 Imagens do satélite GOES–8, infra vermelho, para o dia 25/01/1999 noshorários: (a) 0300 UTC, (b) 0900 UTC, (c) 1200 UTC, (d) 1500 UTC,(e) 1800 UTC e (f) 2100 UTC . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 79

5.12 Campos de divergência de massa ∇.~v em 250 hPa e divergência deumidade ∇.(q~v) em 850 hPa, para 1200 UTC de 25 de janeiro de 1999 81

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LISTA DE TABELAS

Pág.

3.1 Canais espectrais do VIRS . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 40

3.2 Canais espectrais do TMI . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 40

4.1 Critério de intensidade para classificação da taxa de precipitação . . . . 45

4.2 Subdivisão do estado de rondônia para caracterizar as diferenças regionaisda chuva convectiva . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 47

4.3 Localidades das estações meteorológicas . . . . . . . . . . . . . . . . . 49

4.4 Mapeamento entre as células convectivas maduras fortes e intensas e asradiosondagens ocorridas antes da passagem do satélite TRMM . . . . 51

4.5 Mapeamento entre as células convectivas maduras fortes e intensas e asradiosondagens ocorridas após a passagem do satélite TRMM . . . . . 53

4.6 Valores típicos da energia potencial convectiva disponível (CAPE) paraos Estados Unidos da América (EUA) . . . . . . . . . . . . . . . . . . 55

4.7 Valores típicos do índice de levantamento para os Estados Unidos daAmérica (EUA) . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 56

4.8 Valores típicos de índice K para as planícies centrais do Estados Unidosda América (EUA) . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 57

5.1 Classificação das tempestades convectivas quanto a organizaçãodas células, período de atividade e regime de vento durante oWETAMC–LBA/TRMM e estimados pelo PR . . . . . . . . . . . . . . 61

5.2 Classificação vertical de células convectivas quanto ao horário,profundidade, intensidade, constituição e regime de vento vistas pelo PRdurante janeiro e fevereiro de 1999 . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 61

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5.3 Classificação entre a profundidade vertical alcançada pelas célulase a distribuição horizontal das células convectivas dentro da áreaprecipitativa captada pelo PR . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 66

5.4 Taxa de precipitação média para Rondônia e setores I, II e III, por períodoe durante os meses de janeiro e fevereiro . . . . . . . . . . . . . . . . . 67

5.5 Localização e posicionamento das células de chuva (A–G) captados peloPR para o evento do dia 25 de janeiro de 1999 em relação à localidadeda estação meteorológica do Rebio Jaru . . . . . . . . . . . . . . . . . 73

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LISTA DE SÍMBOLOS

Latinos

CAPE – energia potencial convectiva disponível (Equação 4.4), J.kg−1

Ki – índice K (Equação 4.6), ℃LE – nível de equilíbrio (Equação 4.4), hPaLCL – nível de condensação por levantamento (Equação 4.5), hPaLFC – nível de convecção livre (Equação 4.4), hPaLi – índice de levantamento (Equação 4.5), ℃Pt – taxa de precipitação interpolado (Equação 4.1), mm.hr−1

r – razão de mistura, g.kg−1

R – chuva, mm.hr−1

T – temperatura (Equação 4.5), ℃Tamb – temperatura do ambiente (Equação 4.4), ℃Td – temperatura do ponto de orvalho (Equação 4.6), ℃Tparc – temperatura da parcela (Equação 4.4), ℃Tp – tempo interpolado (Equação 4.3), swi – peso de interpolação (Equação 4.2), adimensionalZ – refletividade, dBZz – altura média, kmzmax – altura máxima alcançada, km

Gregos

α – constante de interpolação (Equação 4.2), adimensionalγ – lapse rate, K.km−1

γamb – lapse rate do ambiente, K.km−1

γparc – lapse rate da parcela, K.km−1

∆r – distância máxima (Equação 4.2), km∆t – intervalo de tempo, minθe – temperatura potencial equivalente, K∇.~v – divergência de massa, s−1

∇.(q~v) – divergência de umidade, g.kg−1.s−1

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LISTA DE SIGLAS E ABREVIATURAS

AB – Alta da BolíviaABLE – Amazonian Boundary Layer ExperimentABRACOS – Anglo-Brazilian Amazonian Climate Observational StudyBOS – Sistemas na baciaCERES – Clouds and Earth’s Radiant Energy SystemCOS – Sistemas ao longo da CostaFr – FracoFt – ForteGOES – Geostationary Operational Environmental SatelliteGSFC – Goddard Space Flight CenterHDF – Hierarquical Data FormatIt – IntensoLBA – Large escale Biosphere–Atmosphere Experiment in AmazôniaLI – Linha de InstabilidadeLIC – Linha de Instabilidade CosteiraLIP – Linha de Instabilidade que se Propaga pela AmazôniaLIS – Lightning Imaging SystemLOS – Sistemas locaisMd – MédioMr – ModeradoNASA – National Aeronautics and Space AdministrationNASDA – National Space Develpment AgencyNCAR – National Center for Atmospheric ResearchNCEP – National Center for Enviroment PredictionsOS – Oscilação SulPf – ProfundoPR – Precipitation RadarRA – AbracosRG – Rancho GrandeRJ – Rebio JaruRM – Rolim de MouraRs – RasoSCM – Sistemas Convectivos de Mesoescala

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TMI – TRMM Microwave ImagerTRMM – Tropical Rainfall Measuring MissionUTC – Universal Time CoordinatedVCAT – Vórtice Ciclônico na Alta TroposferaVIRS – Visible and Infra Red SounderWETAMC – Wet Season Atmospheric Mesoscale Campaign Large ScaleZCAS – Zona de Convergência do Atlântico Sul

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CAPÍTULO 1

INTRODUÇÃO

O estado de Rondônia está localizado no sudoeste da bacia Amazônica entreos paralelos de 7 a 15° S e os meridianos de 59 a 68° W. A sua topografiavaria de 50 a 1000 m de altitude, com grande parte do seu relevo abaixo dos300 m. As elevações máximas são encontrados na Serra dos Parecis, sudeste doestado (Figura 1.1).

FIGURA 1.1 – Topografia do estado de Rondônia. As altitudes máximas sãoencontradas no sudeste do estado.

Um dos fatores marcantes do clima de Rondônia é a influência quase permanente dacirculação atmosférica (célula de Hadley). Durante a estação úmida (outubro–março,Marengo et al., 2001a), os ventos próximo da superfície são fracos e a sua direção écontrolada pela migração combinada da Alta da Bolívia e pelo cavado do Nordestedo Brazil em altos níveis, e pelas frentes estacionárias que penetram pela Amazônia

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em baixos níveis (Rickenbach et al., 2001). Neste período, a umidade relativa médiaatinge aproximadamente 80% (Petersen, 2000), e as taxas de precipitação mensaisultrapassam os 250 mm por mês (Nobre et al., 1996). A comparação entre a direçãodo vento zonal e a precipitação em Rondônia indicam que a chuva está condicionadaà grande escala. Os ventos de oeste em baixos níveis transportam umidade da baciaAmazônica equatorial para o sudeste e produzem menor quantidade de chuva eum fraco desenvolvimento vertical, mas com maior abrangência em área, por outrolado ventos de leste produzem chuvas mais intensas e com grande desenvolvimentovertical (Rutledge et al., 2000; Cifelli et al., 2000).

A primeira campanha Wet Season Atmospheric Mesoscale Campaign (WETAMC)do experimento Large Scale Biosphere–Atmopshere Experiment in Amazônia (LBA)ocorreu em conjunto com a missão Tropical Rainfall Measuring Mission (TRMM)no período de 10 de Janeiro a 28 de Fevereiro de 1999, no estado de Rondônia(Silva Dias et al., 2001a). Neste experimento, além de medições feitas por radaresmeteorológicos, torres de observações, aviões e dados meteorológicos convencionais,foram obtidos perfis verticais de precipitação utilizando-se dados do PrecipitationRadar (PR—algoritmo 2A25), que está a bordo do satélite TRMM. O satéliteTRMM possui órbita aproximadamente circular a 350 Km de altitude e períodode revolução de 91,5 minutos, cobrindo toda a faixa tropical (±35°). O PR é umradar no espaço que pela primeira vez está possibilitando o estudo tridimensionalda precipitação nos trópicos. Ele apresenta uma resolução horizontal de 4,3 Km nonadir e largura de varredura de 215 Km. O PR é uma excelente ferramenta paradiagnosticar as características da precipitação nos trópicos.

Há uma carência de estudos observacionais na região Amazônica, sendo que muitopoucos estudos enfatizam as características de mesoescala dos sistemas de tempo queatuam nesta região. Aspectos como a intensidade típica, nível de máxima atividade,tamanho, número e frequência de ocorrência de células convectivas requerem maisestudos. Greco et al. (1990) utilizaram imagens em infra vermelho obtidas de satélitesmeteorológicos e dados de superfície para estudar a formação e propagação dossistemas meteorológicos na região Amazônica. Eles classificaram os sistemas em trêstipos: os que ocorrem na costa norte, os sistemas na bacia e os sistemas locais.

Machado et al. (1994 e 1998) estudaram a evolução dos sistemas convectivos naregião tropical por meio de um modelo de detecção de células convectivas a partirde imagens do satélite GOES–8. Eles identificaram a geometria, a trajetória e outras

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características tais como limiares de temperatura de brilho para sistemas convectivose estratiformes na região tropical. Cohen et al. (1995) identificaram dois tipos delinhas de instabilidade (LI) que atuam na Amazônia: as linhas de instabilidadeque se propagam (LIP) pela Amazônia e as linhas de instabilidade costeiras (LIC).Eles também observaram bandas de nuvens cumulus que se formam devido a brisamarítima. Durante a sua propagação, as LIPs são influenciados pelas característicasda camada limite, alternando sua intensificação de acordo com o ciclo diurno,podendo chegar até o extremo oeste da Amazônia. As características tridimensionaisdinâmicas e de microfísica das LI tropicais indicam que elas são semelhantes as LIque ocorrem em outras regiões (Pereira Filho et al., 2000).

Os sistemas de mesoescala na Amazônia podem evoluir para sistemas maiores sobcondições favoráveis que resultam da interação entre os sistemas de mesoescala eos de escala sinótica. Tipicamente durante o verão na América do Sul, a circulaçãogeral é modulada pela Alta da Bolívia (AB), Zona de Convergência do AtlânticoSul (ZCAS) e pelos Vórtices Ciclônicos na Alta Troposfera (VCAT). A AB é umsistema de circulação anticiclônica na alta troposfera, localizada na vizinhança doplatô Boliviano e caracterizada por forte convergência do fluxo de vapor de águana baixa troposfera, movimentos verticais ascendentes, divergência, convecção eprecipitação (Virji, 1981; Silva Dias et al., 1983). A ZCAS (Kodama, 1992; Quadro,1994) são bandas de nebulosidade persistente (acima de 5 dias) associadas a umazona de convergência na baixa troposfera anteriormente conhecidas como frentesestacionárias. Ela estende-se do sul da Amazônia até o sudoeste do Atlântico Sul.Os VCATs são sistemas ciclônicos formados na alta troposfera e apresentam centromais frio do que a sua vizinhança. Eles se originam no oceano Atlântico TropicalSul, na região do Nordeste do Brasil (Kousky e Gan, 1981; Ramirez et al., 1999).

Com o intuito de contribuir para o aprimoramento do conhecimento dos sistemasconvectivos na Amazônia, especificamente em Rondônia, o presente estudo visacaracterizar o tipo, tamanho e profundidade e a variabilidade espacial das célulasconvectivas que ocorreram durante o experimento WETAMC-LBA/TRMM. Dadosde precipitação obtidos pelo PR são utilizados nas análises. Ênfase é dada à umatempestade convectiva intensa ocorrida no norte de Rondônia no dia 25 de janeirode 1999.

De um modo geral, o conhecimento da evolução espaço–temporal da amosferada Amazônia é limitada. Isto decorre principalmente pela falta de observações

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sistemáticas. Neste contexto, o WETAMC–LBA/TRMM ao disponibilizar umconjunto de dados obtidos por satélites, aviões, radares e outros sensores, forneceuma excelente oportunidade para o desenvolvimento de estudos da atividadeconvectiva, como proposto neste trabalho.

O Capítulo 2 apresenta uma revisão de estudos sobre os processos convectivos naAmazônia. O Capítulo 3, uma descrição suscinta do satélite TRMM é feita. NoCapítulo 4, apresenta-se os dados utilizados e as metodologias empregadas. Osresultados obtidos e o estudo de caso são discutidos no Capítulo 5. As conclusõesserão apresentadas no Capítulo 6.

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CAPÍTULO 2

REVISÃO BIBLIOGRÁFICA

A seguir serão apresentados os aspectos dinâmicos e termodinâmicos associados aoprocesso da formação das tempestades na Amazônia conjuntamento com uma revisãobibliográfica.

2.1 Aspectos da Formação da Chuva Convectiva

Basicamente as nuvens podem ser classificadas segundo sua altitude e geometria.Desta forma há vários tipos de nuvens. Entretanto, as nuvens refletem aspeculiaridades das condições ambientais que as formaram, e podem ser distinguidasumas das outras e classificadas. As nuvens ocupam a baixa, média e alta troposfera.Particularmente os cumulus-nimbus exibem grande extensão vertical e ocupamsimultaneamente estas três camadas, com transporte intenso e contínuo de umidadeda camada limite até o topo da troposfera. A formação das tempestades, dependealém da umidade e da instabilidade, de um mecanismo desencadeador que forceas parcelas de ar da camada limite a ascenderem (Stull, 2000). O cisalhamentovertical do vento determina a organização espacial (Cotton, 1990; TAMU, 2000).Segundo Lutgens e Tarbuck (1982) o ciclo de vida das tempestades compreende trêsetapas: cumulus, maturação e dissipação.

a) No estágio cumulus ou fase inicial, predomina a intensa ascendência de umidade(Figura 2.1a). O ar quando aquecido na superfície aumenta a instabilidade e oempuxo que inicia movimentos verticais. A partir daí, o fluxo contínuo de ar aquecidona superfície forma e aumenta as torres;

b) No estágio de maturação, as parcelas atingem o nível de congelamento e produzemminúsculos cristais pelo processo de Bergeron. O entranhamento de ar frio e seco doambiente, produz evaporação de gotículas, resfriamento e correntes descendentes queauxiliam a multiplicação de gotículas, na expansão da nuvem e precipitação intensa(Figura 2.1b);

c) No estágio de dissipação, a produção de gotículas sofre uma desaceleraçãoconsiderável devido ao decaimento das correntes ascendentes e suprimento deumidade para a nuvem. As correntes descendentes aumentam o entranhamento doar seco e frio que a dissipa. Nesta fase, as parcelas que evaporam podem atingir

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altitudes mais elevadas, sendo transportadas pelos ventos, apresentando o aspectocaracterístico de uma bigorna (Figura 2.1c).

FIGURA 2.1 – Estágios na evolução do ciclo de vida das tempestades.Respectivamente: (a) estágio cumulus, (b) estágio maduro e(c) estágio dissipativo.FONTE: Adaptada de Lutgens e Tarbuck (1982).

A precipitação também arrasta o ar frio das correntes da nuvem até a superfície.O ar frio se espalha radialmente e horizontalmente pela camada limite e produzconvergência a novas células convectivas próximo a tempestade original. Estemecanismo é conhecido como frente de rajada (Bluestein, 1993), e aumenta a áreade abrangência e o tempo de vida das tempestades convectivas.

As nuvens convectivas espalhadas pelo espaço produzem precipitação intensa mascom baixa eficiência por causa da liberação de calor latente de condensação queaquece o ar dentro da nuvem. Esta se instabiliza e adquire empuxo positivo. Aeficiência da nuvem é a razão total entre a quantidade de chuva precipitada e ovapor de água entranhado na base da nuvem.

2.2 Sistemas Convectivos que Atuam na Amazônia

Greco et al. (1990) durante o Amazonian Boundary Layer Experiment (ABLE),estudaram a variabilidade do ciclo diurno da chuva, e mostraram que aprecipitação e convecção estão associadas com as LIs e os Sistemas Convectivosde Mesoescala (SCM) que se propagam pela bacia Amazônica. As forçantes

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destes sistemas podem ser originadas pelo aquecimento diurno, brisa marítima e,facultativamente, pela interação entre ondas de gravidade propagando com a saídade fluxo emanado da convecção. Eles identificaram 3 tipos de sistemas convectivosdurante a estação chuvosa na Amazônia central:

• Sistemas ao longo da costa (COS) que formam linhas ao longo dacosta norte do Brasil. Eles se formam à tarde com deslocamento pelabacia Amazônica a velocidade média de 50–60 km.h−1, possuindo umaextensão típica de 3500 km. Os COS frequentemente se formam entre1400 e 1900 UTC, e duram cerca de 20 a 24 horas. Associados a essessistemas observam-se picos máximos de chuva entre 1400 e 1800 UTC.

• Sistemas na bacia (BOS) variam entre 103 a 105 km2 de tamanho.Geralmente eles se formam no norte da bacia Amazônica e a leste deManaus. Os BOS se formam no período da tarde devido ao aquecimentodiurno, e movem com velocidade entre 10 e 40 km.h−1. Eles precipitamnas primeiras horas da manhã do dia seguinte, entre 1000 e 1400 UTC.

• Sistemas locais (LOS) são menores que 103 km2 com ciclo de vida emtorno de 1 hora. Os LOS produzem menos chuvas que os COS e BOS,precipitam entre 0000 e 0400 UTC e 1200 e 1600 UTC, originando-se doaquecimento diurno da superfície terrestre.

Greco et al. (1990) notaram que apenas uma pequena fração da chuva é devido àconvecção local, verificado por meio de séries temporais de divergência de massa.Isto influencia o fluxo de massa e o movimento vertical. Peculiarmente o afluxo demassa em baixos níveis é três vezes maior do que o influxo, principalmente quando ocavado equatorial está perto ou sobre a Amazônia. Assim, a divergência local induza convecção devido ao movimento vertical intenso, o que acaba diferenciando ossistemas convectivos.

O regime de chuvas na bacia Amazônica é modulado pela circulação global da célulade Hadley e da zona de convergência inter tropical (ZCIT) (Molion e Kousky, 1985).Na região costeira, o desenvolvimento convectivo se devem às circulações da brisamarítima e de vale–montanha (Cavalcanti e Kousky, 1982), com máximo de atividadeconvectiva noturna (Kousky, 1980). No interior da bacia Amazônica predomina ossistemas convectivos locais e as linhas de instabilidade (Greco et al., 1994). Por

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outro lado, os Andes tropicais induzem o escoamento regional de norte na baixatroposfera (Figueroa et al., 1995). A presença de fontes de calor na superfície e nabaixa troposfera na Amazônia faz com que esse escoamento adquira característicasde corrente de jatos.

A variabilidade anual da chuva na bacia Amazônica depende da migração daconvecção profunda da Amazônia para o noroeste da América do Sul (Rao e Hada,1990). A chuva provenientes da costa Atlântica alterna picos matutinos e noturnos,e apresenta máximos devido a circulação local, com aumento na precipitação emperíodos de La Niña e diminuição em períodos de El Niño (Negri et al., 2000). Istoocorre porque em eventos de El Niño, há uma redução na frequência e na trajetóriados sistemas organizados (Quadro, 1994).

2.2.1 Linhas de Instabilidade na Amazônia

As LIs tropicais são um conjunto de células convectivas com forte atividade, ecomprimento superior a 100 km. A formação de uma LI, depende da presença dear quente e úmido em níveis baixos, ar potencialmente mais frio em níveis altos, armais seco em níveis médios e o cisalhamento do vento (Menezes, 1993).

As LIs que se formam ao longo do litoral Norte do Brasil são associadas com abrisa marítima que ocorre no período da tarde. Essas linhas são afetadas pelo ciclodiurno e se propaga para o interior da Amazônia, pela formação de piscinas dear frio na dianteira da linha (Silva Dias, 1987). Na Amazônia, Cohen et al. (1995)estimaram que a velocidade de propagação das LIs no continente é acima de 10 m.s−1.Eventualmente elas podem percorrer distâncias superiores a 2000 km.

Utilizando um modelo numérico simples baseado na estabilidade trapezoidal e querepresentasse a atmosfera tropical, Orlanski (1976) sugere como os elementos denuvens poderiam desenvolver linhas organizadas. A instabilidade trapezoidal consistena liberação de ondas de gravidade internas de mesoescala produzidas através davariação diurna da estabilidade estática na camada limite planetária. Sun e Orlanski(1981a) analisaram o papel do contraste da viscosidade e da variação na estratificaçãoda camada limite dentro da instabilidade trapezoidal entre o continente e o oceano,e descobriram que ondas de mesoescala poderiam ser excitadas pela brisa marítima.Desta forma, elas poderiam se propagar pelo interior do continente, e auxiliar naformação de bandas de nuvens. Estas ondas possuem períodos de 1 a 2 dias, mas

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com pequena razão de crescimento, sugerindo que o calor latente é um importanteagente na formação das linhas de instabilidade, aliado ao fato de que nestas latitudes,as ondas de mesoescala são tão importantes quanto as ondas de escala sinótica(Sun e Orlanski, 1981b).

2.3 Influências de Grande Escala em Rondônia/Amazônia

Na região de Rondônia, a característica sinótica mais evidente é a Alta da Bolívia.Esta circulação anticiclônica desenvolve coincidentemente com o acréscimo daconvecção sobre a Amazônia durante a estação chuvosa. O começo dessa estaçãona região como um todo ocorre entre outubro e novembro, sendo acompanhado pelorápido desenvolvimento da convecção profunda e de um anticiclone associado. Atransição para a estação seca é suave, levando aproximadamente dois meses para secompletar (Horel et al., 1989), sendo que as condições de grande escala que controlamo começo da estação chuvosa dependem da umidade da superfície (Fu et al., 1999), ea variação da temperatura na baixa troposfera proveniente do aquecimento latente,contribui na circulação regional (Zhou e Lau, 1998).

Concomitantemente, as perturbações da escala sinótica ao longo da costa nordeste daAmérica do Sul, aliada aos sistemas frontais transientes através do sul do país, podemtambém ocasionar a organização da convecção na Amazônia (Kousky e Virji, 1982).Em média, os sistemas quase estacionários podem modular a convecção durante overão austral e produzir forte convecção com intensa precipitação principalmente nooeste da bacia Amazônica. Isto ocorre quando há uma região de alta pressão a leste,e a intrusão de massas de ar de latitudes médias a oeste desta zona de convergência(Kodama, 1992).

Kousky e Ferreira (1981) observaram interações entre sistemas tropicais eextratropicais na América do Sul. Análises de correlação e componentes principaisde alguns sistemas frontais na baixa troposfera mostraram de forma marcante queos sistemas frontais que se estendiam desde o sul da Amazônia até o Sudoeste doAtlântico interferiam na atividade convectiva da região equatorial. Eles notaram quea medida em que os sistemas frontais se deslocavam para o Nordeste ao longo dacosta sudeste, a atividade convectiva intensificava para leste a partir da Amazônia.

Kousky e Kayano (1994) e Kayano e Kousky (1998) evidenciaram a influência dasoscilações intrasazonais na Amazônia. As características interanuais relacionadas

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com as variações do padrão da convecção tropical e da intensidade do fluxo zonalna alta troposfera são devidas a Oscilação Sul (OS), enquanto que as característicasintersazonais mais proemimentes relacionadas com a atividade convectiva de verãoe à direção do fluxo são devidas as oscilações de 30 a 60 dias.

2.3.1 Alta da Bolívia – AB

A Alta da Bolívia é um sistema de circulação anticiclônica na altatroposfera (200 hPa) (Virji, 1981). A sua formação se deve a intensa liberaçãode calor latente. Ela é caracterizada por forte convergência de vapor de água nabaixa troposfera com movimentos verticais ascendentes, convecção e precipitação.Nos altos níveis há divergência. Esta fonte de calor basicamente mantém a circulaçãode verão na América do Sul (Moscati e Rao, 2001). Apesar de haver uma camadaprofunda de instabilidade condicional, a convecção profunda ocorre somente nosdias em que a razão de mistura dentro da camada limite exceder o limite deaproximadamente 7 g.kg−1, o que acarreta na condensação da umidade do arascendente próximo a superfície (Garreaud, 1999), e na intensificação do transportede calor latente até a troposfera superior. A AB é a resposta coletiva da precipitaçãona Amazônia e Andes centrais, e de uma zona de convergência local na baciaAmazônica. A sua posição climatológica é a região da Bolívia (Lenters e Cook, 1997;Silva Dias et al., 1983; Gandu e Geisler, 1991; Gandu e Silva Dias, 1998). A variaçãosazonal da intensidade e da posição dessa circulação está diretamente relacionadacom a distribuição espacial e temporal da precipitação.

2.3.2 Vórtices Ciclônicos na Alta Troposfera – VCAT

Os Vórtices Ciclônicos na Alta Troposfera são baixas frias de grande extensões,tem grande persistência, se desenvolvem no nordeste do Brasil e se originam nooceano Atlântico Sul. Eles são quase estacionário mas podem deslocar-se lentamentetanto para leste quanto para oeste (Gan e Kousky, 1986; Ramirez et al., 1999). Osvórtices ciclônicos se formam devido a existência de um cavado frio superior quese desprende de uma onda baroclínica original. Ao penetrar nas latitudes médias,o cavado sofre uma acentuada inclinação meridional. Esta inclinação faz com a suaparte equatorial tenham velocidade zonal inferior ao resto do cavado desprendendo-ocompletamente do sistema. Isto ocorre devido a advecção quente nos baixos e médiosníveis proveniente à entrada de sistemas frontais extratropicais e em conjunto coma Alta da Bolívia (Kousky e Gan, 1981). Estes vórtices ciclônicos são observados

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na região do nordeste Brasileiro e se formam entre setembro a maio, com maiorfrequência em janeiro. Outro mecanismo que atua na formação dos vórtices estáassociado à instabilidade barotrópica (Mishra et al., 2001). O fortalecimento dainstabilidade barotrópica se deve ao cisalhamento do vento em conjunto com aintensificação da Alta da Bolívia e o cavado do Atlântico Sul. Muitos destes vórticestem razoável extensão vertical durante anos de El Niño e pouca extensão durante osde La Niña. Em algumas situações, dependendo do padrão de circulação que envolvea AB, os VCATs podem afetar a atividade convectiva em Rondônia (Ferreira et al.,2002).

2.3.3 Zona de Convergência do Atlântico Sul – ZCAS

Segundo Kodama (1992) e Quadro (1994) a Zona de Convergência do Atlântico Sulé uma banda de nebulosidade persistente no sentido noroeste-sudeste associada auma zona de convergência na baixa troposfera. A convecção ao longo da ZCAS estáassociada com o transporte de umidade proveniente da Bacia Amazônica e com aalta subtropical ligada ao anticiclone do Atlântico Sul. Ela se estende desde a encostaleste dos Andes equatorial, na região Amazônica até o Brasil Central e o AtlânticoSudoeste.

Nogués-Peagle e Mo (1997) observaram um padrão gangorra entre a atividadeconvectiva das ZCAS e as regiões adjacentes à sudoeste. Desta forma, quando aZCAS se estabelece, ocorre uma diminuição na precipitação sobre a bacia platinae vice-versa. As frentes frias semi-estacionárias sobre a região sudeste resultam naZCAS. Nogués-Peagle e Mo mostraram que o balanço meridional de umidade sobrea América do Sul tropical e subtropical, refletem na precipitação sobre essas àreascom períodos secos e úmidos. Essas flutuações na atividade da ZCAS podem estarassociadas com as oscilações de 30 a 60 dias (Casarin e Kousky, 1986; Liebmann et al.,1999).

Lenters e Cook (1997) simularam a circulação na baixa troposfera e a convergênciade fluxo de umidade nas regiões de máxima precipitação sobre a América doSul, durante o período do verão austral. Eles notaram que o efeito do contrastetérmico continente-oceano e a baixa térmica é importante para a intensificação daprecipitação na região da ZCAS. Efeitos remotos no Pacífico influenciam a ZCAS,o padrão de onda do tipo Rossby determina o posicionamento, com a Amazôniacontribuindo na intensidade (Liebmann et al., 1999).

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CAPÍTULO 3

O SATÉLITE TRMM

Na década de 80, cientistas do Goddard Space Flight Center (GSFC) daNational Aeronautics and Space Administration (NASA) analisaram a viabilidadede se construir um satélite que pudesse monitorar a precipitação nos trópicos.Em 1997, resultado da cooperação entre a NASA, EUA, e a National SpaceDevelpment Agency (NASDA), Japão. Lançou-se o satélite Tropical RainfallMeasuring Mission (TRMM). Através deste satélite estima-se a precipitaçãoe consequentemente a troca de energia entre os trópicos e subtrópicos(Kummerow et al., 1998).

O TRMM possui cinco sensores (Figura 3.1): TRMM Microwave Imager (TMI),Precipitation Radar (PR), Visible and InfraRed Scanner (VIRS), Clouds and Earth’sRadiant Energy System (CERES) e o Lightning Imaging System (LIS). Este satéliteutiliza sensores de microondas passivos (TMI) e ativos (PR) e sensor na faixado visível e infravermelho (VIRS). As medições realizadas pelos sensores auxiliamno estudo do ciclo diurno e semidiurno da chuva tropical sobre os continentes eoceanos (Simpson et al., 1988), principalmente com uso de técnicas de estimativasde precipitação que combinam microondas com infravermelho.

O satélite TRMM percorre órbitas geocêntricas de baixa altitude cominclinação de 35° em relação ao plano equatorial. Ele varre a extensão dafaixa tropical através de composições de sucessivas órbitas. Em setembro de2001, a altitude da órbita original de 350 km foi alterada para 402 km(http://tsdis.gsfc.nasa.gov/tsdis/PredictExplain.html). Esta variação naórbita provocou um aumento na área captada pelas sondagens e uma leve diminuiçãona intensidade captada pelos sensores, contudo aumentará o tempo de vida útil dosatélite. Apesar dessa variação, os sensores do TRMM continuam com uma excelenteresolução horizontal. Seu período de revolução era de 91,5 minutos, perfazendo15,7 órbitas por dia. Atualmente seu período é de 92,5 minutos, em um totalde 15,6 órbitas por dia (http://tsdis02.nascom.nasa.gov/tsdis/Documents).Os sensores do TRMM (Figura 3.2) realizam sondagens transversais no pontosubsatélite. Eles podem rastrear um mesmo ponto da superfície terrestre emdiferentes horários dentro do ciclo diurno.

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A assincronia com o sol do satélite TRMM permite o estudo da variabilidadeda precipitação dos sistemas meteorológicos em diferentes períodos. Ele registrao ciclo diurno de uma região latitudinal dentro do período de 6 a 7 semanas(McConnell e North, 1987). A sua órbita polar de baixa altitude permite realizaramostragens com altíssima resolução espacial, mas em diferentes instantes ecom pouca regularidade. Isto compromente a interpretação do comportamentotemporal e espacial de uma região. A utilização de séries temporais longasconduz ao comportamento médio e elimina as possíveis tendências contidas nasamostragens (Salby e Callaghan, 1997).

3.1 Visible and Infrared Scanner – VIRS

O VIRS é um espectroradiômetro imageador do visível e infravermelho. O VIRS écomposto de uma sonda espelhada acoplada a um telescópio de 8,9 cm de diâmetrocom elementos detectores para cada canal. Ele realiza sondagens em ângulos de±45° em relação ao nadir, com largura de varredura de 720 km, e resolução de2,11 km. Com a elevação da órbita do satélite, o VIRS passou a varrer uma área de833 km de largura. Este sensor possui 5 canais (Tabela 3.1) que operam durante o

FIGURA 3.1 – O satélite TRMM e seus sensores: TMI, VIRS, PR, LIS e CERES.O Visible and Infrared sounder (VIRS) é um espectroradiômetro devisível e infravermelho, o TRMM Microwave Imager (TMI) é umsondador de microondas, e o Precipitation Radar (PR) é um radarem microondas (banda K).FONTE: Adaptada de Simpson et al. (1996).

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FIGURA 3.2 – Geometria de sondagem dos principais sensores do satélite TRMM.O TMI possui uma antena giratória e inclinada em relação ao nadire realiza sondagens cônicas do setor anelar frontal ao caminhosubsatélite captando a radiação em microondas emitida pelassuperfícies. O VIRS é composto de uma sonda espelhada acopladaa um telescópio com detectores para comprimentos de onda novisível e no infravermelho. O PR capta o volume de varreduraemitindo pulsos em frequência de microondas obtendo amostragensindependentes para grupos igualmente espaçados.FONTE: Adaptada de Kummerow et al. (1998).

dia (canal 1 e 2) e também durante a noite (canal 3, 4 e 5). A partir das informaçõesobtidas pelo VIRS (radiâncias), pode-se obter informações sobre o tipo, cobertura ea temperatura do topo das nuvens.

3.2 TRMM Microwave Imager – TMI

O TMI é um radiômetro passivo multicanal que opera em 5 frequências demicroondas. Ele possui 9 canais com polarização horizontal (H) e vertical (V), com7 canais de baixa resolução (canais 1∼7) e 2 canais de alta resolução (canais 8 e 9).Os valores de frequência e polarização dos canais do TMI podem ser vistos na

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TABELA 3.1 – Canais espectrais do VIRS.

canal 1 2 3 4 5frequência 0,63 µm 1,63 µm 3,75 µm 10,80 µm 12,00 µm

atuação visível infravermelho infravermelho infravermelho infravermelho

FONTE: Adaptada de NASA (2001).

Tabela 3.2. Note que o canal de 21,3 GHz possui apenas polarização vertical. OTMI possui uma antena que gira a 31,6 rpm e realiza sondagens cônicas sobre umsetor anelar frontal de 130° ocorrendo sob um ângulo de 49° em relação ao nadire a antena, o que resulta em um ângulo de incidência de 52,8° com a superfície daTerra (Kummerow et al., 1998). A largura de varredura do setor anelar é de 758,5 km.Atualmente devido ao aumento de altitude do satélilte TRMM a largura deste setoré de 878 km. O TMI mede o conteúdo de precipitação integrada na troposfera, adistribuição espacial e intensidade. Isto possibilita investigar vários tipos de sistemasprecipitantes principalmente sobre os oceanos.

TABELA 3.2 – Canais espectrais do TMI.

canal 1 2 3 4 5 6 7 8 9frequência (GHz) 10,65 10,65 19,35 19,35 21,30 37,00 37,00 85,50 85,50polarização V H V H V V H V Hresolução baixa baixa baixa baixa baixa baixa baixa alta alta

FONTE: Adaptada de Kummerow et al. (1998).

3.3 Precipitation Radar – PR

O PR é o primeiro radar meteorológico a bordo de um satélite. O PR é um sistemaativo na faixa de microondas, com frequência central de 13,8 GHz (banda K) ecom polarização horizontal. O PR efetua 64 amostras independentes emitindo auma frequência de pulsos de 2776 Hz para cada um dos 49 grupos de ângulos (osintervalos entre os ângulos são de 0,71°). Sua antena varre ângulos de ±17° emrelação ao nadir, cobrindo uma faixa de 215 km de largura. No nadir a resoluçãohorizontal é de 4,3 km, e resolução vertical é de 250 m. Após a correção da órbitado TRMM, o PR passou a varrer uma faixa de 247 km de largura.

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O diagrama de blocos de funcionamento do PR pode ser visto pela Figura 3.3. Osistema de transmissão gera pulsos de frequência e recebe o sinal de retorno. O sinaldos hidrometeoros é amplificado, processado e analisado. Iguchi e Meneghini (1994)propõe um método híbrido que identifica a relação entre o fator de refletividade (Z)e a taxa de precipitação (R) e que pode ser utilizado por radares em plataformas noespaço. O uso de antenas de pequenas dimensões predisponibiliza o uso de pulsoscom comprimentos de onda reduzidos. Este sinal é atenuado pela chuva. Desta formao método considera a atenuação do sinal do radar e as correções em relação à umasuperfície de referência para ajustar a relação Z–R.

O PR permite medir a distribuição tridimensional da chuva, a espessura da camada ea precipitação que chega a superfície. Contudo sua resolução espacial permite que elecapte apenas sistemas convectivos superiores a 16 km2. A baixa resolução temporaldo satélite TRMM predispõe que o PR realize amostragens de sistemas convectivoscom longo período de vida.

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FIGURA 3.3 – Diagrama de blocos do funcionamento do Precipitation Radar.Os principais sistemas do PR: antena, transmissão e recepçãoe processamento do sinal. Os pulsos são gerados no sistema detransmissão e emitidos para as superfícies hidrometeorológicas pelaantena. O sinal de retorno é amplificado no sistema de recepção,seguido de análise e armazenamento dos dados pelo sistema doprocessamento do sinal. Posteriormente eles são transmitidos paraas bases em superfícies.FONTE: Adaptada de Kummerow et al. (1998).

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CAPÍTULO 4

DADOS E METODOLOGIA

A atividade convectiva no estado de Rondônia durante o experimentoWETAMC–LBA/TRMM é estudada a partir de perfis verticais da taxa deprecipitação e da chuva próximo à superfície estimados pelo PR, de radiosondagens,de imagens do Geostationary Operational Environmental Satellite (GOES-8) e doscampos de vento e umidade do National Center for Enviroment/National Center forAtmospheric Research Predictions (NCEP/NCAR).

4.1 Perfil Vertical de Taxa de Precipitação Obtido pelo PR Durante oWETAMC–LBA/TRMM

O perfil “PR-2A25” produz a melhor estimativa vertical de taxa de precipitaçãopara cada pixel de precipitação. A taxa de precipitação é estimada com resoluçãohorizontal de 4x4 km e vertical de 250 m. Este produto é gerado por um algoritmoque utiliza o método híbrido descrito por Iguchi e Meneghini (1994). Este métodoestima o perfil vertical da chuva a partir do perfil de refletividade (Z) usando umarelação Z–R mais apropriada. Esta relação é ajustada de acordo com o tipo dechuva, altitude, fator de correção na superfície de referência e o parâmetro de nãouniformidade. O algoritmo foi aperfeiçoado quanto a atenuação da refletividade doradar (Iguchi et al., 2000). Atualmente o algoritmo denominado 2A25 representamelhor o volume da chuva observada com ajuste de 10% para a chuva convectiva e20% para a chuva estratiforme, ou um aumento de 15% em escala global (Kummerowet al., 2000).

Os arquivos 2A25 são distribuídos pelo Distributed Active Archieve Center (DAAC)do Goddard Space Flight Center (GSFC) da National Aeronautics and SpaceAdministration (NASA), em formato Hierarquical Data Format (HDF) e podem seracessadas em: http://daac.gsfc.nasa.gov. Existem vários softwares e programasque podem ser utilizados para visualizar estes arquivos, e estão disponíveis em:http://tsdis.gsfc.nasa.gov. Os arquivos HDF são estruturas com informaçõesvariadas e simultâneas. Uma descrição do arquivo HDF específico aqui abordadopode ser obtido no NASA (2000b).

No período de janeiro e fevereiro de 1999, captou-se 113 imagens 2A25 sobre o estado

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de Rondônia e imediações para obter os perfis verticais da taxa de precipitaçãoe a distribuição horizontal da chuva próximo a superfície. As variáveis foraminterpoladas em uma grade regular com espaçamento de 0,05° x 0,05° em 80 níveisde altitude, da superfície até 20 km com resolução vertical de 250 m para a taxa deprecipitação, e em 1 nível para a chuva próximo da superfície.

O método de interpolação é do tipo Barnes (1964) sendo baseado na equação:

Pt (j) =

n∑i=1

wi (ri) pi (ri)

n∑i=1

wi (ri)

(4.1)

onde, durante o processo de interpolação (Figura 4.1), o valor do ponto de grade aser interpolado Pt (j) é centrado dentro de uma área quadrada de aresta igual a duasvezes o comprimento l entre dois pontos sucessivos da grade. Os n pontos dentrodessa área são normalizados atribuindo-lhes um peso wi (ri) que é proporcional adistância ri do ponto pi (ri) e a distância rn do ponto mais distante pn (rn), ou seja:

wi (ri) = e−α

ri2

rn2 (4.2)

onde α = 1 é uma constante. Para cada ponto interpolado, além dos valorsestimados e das posições geográficas (latitude e longitude), também foi extraídoo tempo.

A conversão do tempo do satélite para UTC em segundos foi efetuada conformedescrito no NASA (2000a). O valor do tempo do ponto interpolado Tp (j) foi obtidoatavés da média entre os tempos ti contidos dentro da área de latitude e longitude,sendo descrito por:

Tp (j) =1

n

n∑i=1

ti (4.3)

onde, j é o ponto de interpolação. A partir dos arquivos interpolados no espaço e notempo, efetuou-se as análises verticais e horizontais da chuva.

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FIGURA 4.1 – Esquema de interpolação dos dados. Na interpolação, todos osvalores contidos dentro da caixa de latitude e longitude sãoutilizados. Estes valores são normalizados em relação à distânciado ponto mais distante.

TABELA 4.1 – Critério de intensidade para classificação da taxa de precipitação.

tipo taxa de precipitação (mm.hr−1)intensa (It) acima de 40forte (Ft) 20 ≤ taxa de precipitação < 40

moderado (Mr) 5 ≤ taxa de precipitação < 20fraco (Fr) 2 ≤ taxa de precipitação < 5

Na análise vertical utilizou-se os critérios de intensidade, evoluçãoda célula e de profundidade das células convectivas. No critério daintensidade (Marzoug e Amayenc, 1994), discretizou-se a taxa de precipitaçãode acordo com a sua intensidade (Tabela 4.1). Estipulou-se então as regiões detaxa de precipitação intensa (It), forte (Ft), moderada (Mr) e fraca (Fr). Nocritério da evolução, determinou-se um padrão para o estágio maduro das célulasprecipitativas. Arbitrariamente, admitiu-se células com profundidade mínima de6,0 km e núcleo central de precipitação forte ou intensa com extensão acima de1,0 km, independente de sua contiguidade à superfície. Com esta configuraçãoadmite-se que seja possível a ocorrência da precipitação na superfície. Na presençade núcleos com taxa de precipitação acima de 20 mm.hr−1, a célula é consideradade forte (Ft) precipitação, acima de 40 mm.hr−1 é de intensa (It) precipitação.

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No critério de profundidade, selecionou-se as imagens que contivessem célulasmaduras fortes e intensas. Somente 36 imagens apresentaram estas características.Nestas imagens encontrou-se os eixos verticais centrais das células (Figura 4.2) eextraiu-se os perfis verticais zonais e meridionais de cada célula, em um total de104 células distintas. Para obter os perfis verticais médio zonal e médio meridionalda taxa de precipitação, as células foram isoladas das imagens originais e filtradasdas células adjacentes. Para este processo, classificou-se as colunas de taxa deprecipitação quanto a sua intensidade (intensa, forte, moderada e fraca). A partir doeixo central, definiu-se o domínio da coluna convectiva. Encontrando os limites entreas células, extraiu-se o perfil vertical (zonal ou meridional) da célula. Coletando osperfis de todas as células, extraiu-se os perfis verticais médio zonal e médio meridionalpara destacar as características espaciais médias da chuva e possíveis preferênciasdirecionais.

FIGURA 4.2 – Esquema de análise de células convectivas maduras fortes e intensas.Na busca e captura das células configuradas, o valor central ésubtraído dos adjacentes, quando um máximo é encontrado, éefetuado a análise da intensidade e da extensão vertical.

A partir da média entre a profundidade alcançada pelos perfis verticais médio zonal emédio meridional de taxa de precipitação, classificou-se as células convectivas fortes eintensas quanto à sua profundidade máxima alcançada. Associando a profundidademédia a um intervalo de ± 0,5 km como parâmetro de profundidade, as células

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que alcançaram a altura dentro deste intervalo foram classificadas como sendode profundidade média, acima deste intervalo as células foram consideradas comoprofunda e abaixo deste intervalo, elas foram classificadas como sendo rasa.

4.2 Distribuição Horizontal da Chuva na Superfície

Na análise horizontal da chuva na região de Rondônia, utilizou-se a distribuiçãoespacial e temporal da chuva, e classificou-se os eventos segundo a organizaçãodas células dentro da área captada pelo PR. Na análise espacial do campo dechuva na região de Rondônia, utilizou-se a chuva estimada próximo à superfíciedas 113 imagens obtidas pelo PR durante o período da campanha. Elas foraminterpoladas segundo o procedimento descrito na Seção 4.1. As imagens foramsobrepostas, e nos pontos coincidentes foi efetuado a média entre os valores.

Na análise temporal da chuva, as imagens do PR foram alocadas dentro de 8 períodoscom intervalos de 3 horas de duração cada, iniciando-se às 0000 UTC. A variabilidadeda chuva foi analisada na área total e em 3 subregiões de Rondônia: norte (I),central (II) e sudeste (III) (Figura 4.3) para cada período. A partir da chuva médiaem cada subregião e na região total para cada período, obteve-se o ciclo diurnode cada subregião e na região total. As subregiões (Tabela 4.2) são utilizadas paracaracterizar as diferenças regionais da chuva.

TABELA 4.2 – Subdivisão do estado de rondônia para caracterizar as diferençasregionais da chuva convectiva.

setor longitude inicial longitude final latitude inicial latitude finalI (norte) -64,00 -62,00 -10,00 -08,00

II (central) -64,00 -62,00 -12,00 -10,00III (sudeste) -62,00 -60,00 -14,00 -12,00Área total -68,00 -58,00 -15,00 -07,00

Na análise das tempestades, elas foram classificadas (Atkinson, 1981) de acordocom a sua organização: unicelulares, multicelulares e supercelulares . As unicelularespossuem três fases distintas: a cumulus, a maturação e a dissipação. As multicélulase supercélulas são compostas de várias células, porém as multicélulas apresentamcélulas em diferentes estágios de formação. Este critério foi aplicado por inspeçãovisual à área precipitante captada pelo PR.

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FIGURA 4.3 – Área de estudo. O estado de Rondônia foi dividido em3 setores: I – norte, II – central e III – sudeste. Duranteo WETAMC–LBA/TRMM foram efetuados radiosondagens em4 estações meteorológicas: RA – Abracos, RG – Rancho Grande,RM – Rolim de Moura e RJ – Rebio Jaru.

Deve-se destacar que o tempo entre duas amostragens sucessivas sobre uma mesmaregião pelo satélite TRMM é um fator limitante para a determinação temporalda atividade convectiva, isto impossibilita o acompanhamento contínuo de umatempestade desde o seu início até a sua dissipação.

4.3 Análise de Radiosondagens

Durante o experimento WETAMC-LBA/TRMM operaram-se quatro estações deradiosondagens conforme a Tabela 4.3. Os locais podem ser vistos na Figura 4.2.Os códigos RA, RG, RJ e RM indicam ABRACOS, Rancho Grande, Rebio Jarue Rolim de Moura, respectivamente. Nestes locais foram lançados 8 sondagens pordia, a cada 3 horas, com algumas falhas.

Nas estações meteorológicas foram utilizadas dois tipos de radiosondagens: a VIZ

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TABELA 4.3 – Localidades das estações meteorológicas.

estação código latitude longitude altitude tipoRancho Grande RG 10° 16’ 48” S 62° 52’ 12” W 196 m VIZ

Abracos RA 10° 46’ 25” S 62° 20’ 13” W 293 m VIZRebio Jaru RJ 10° 08’ 26” S 61° 54’ 28” W 130 m Väisälä

Rolim de Moura RM 11° 42’ 17” S 61° 46’ 38” W 225 m Väisälä

Foram utilizadas dois tipos de radiosondas: VIZ e Väisälä.

e a Väisälä. Nas estações da Fazenda Nossa Senhora da Aparecida (ABRACOS),localizada na cidade de Ouro Preto do Oeste, e Hotel Fazenda Rancho Grande,localizada na cidade de Cacaulândia, foram utilizadas as sondas VIZ. Nas estaçõesde Rolim de Moura e Reserva Biológica do Jaru foram utilizadas as sondas Väisälä.Longo et al. (2001), verificaram a existência de diferenças nas medidas efetuadaspelos dois tipos de sondas durante o WETAMC–LBA/TRMM. Eles tambémdetectaram diversos erros sistemáticos inerentes as medidas, principalmente devidoaos diferentes procedimentos utilizados no momento do lançamento das sondasatmosféricas. Eles utilizaram 4 procedimentos de detecção e ajuste de erros:

• Correção dos horários por inspeção visual;

• Correção dos dados de superfície pelo método de consistência espacialentre os dados de superfície, torres micrometeorológicas e medidasauxiliares;

• Correção dos perfis verticais pelo método da verossimilhaça estatística einterpolação das radiosondagens em níveis de 1 hPa;

• Correção do vento pelo método da divergência de massa integrada nacoluna atmosférica.

Destas radiosondagens, as variáveis foram interpoladas em 180 níveis de pressãoa partir da superfície, em camadas de 5 hPa de espessura. Para cada camadacalculou-se a razão de mistura – r (Iribarne e Godson, 1981) e a temperaturapotencial equivalente – θe (Bolton, 1980), além dos seguintes índices de estabilidade:o índice de levantamento – Li, o índice K – Ki e a energia potencial convectivadisponível – CAPE. Estas variáveis foram utilizadas para avaliar a ocorrência detempestades e serão detalhadas na Seção 4.5.

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Uma vez que cada radiosondagem foi interpolada, tanto as variáveis termodinâmicasquanto os índices de estabilidade foram aglutinados em forma de séries temporaisabrangendo os horários de 0000, 0300, 0600, 0900, 1200, 1500, 1800 e 2100 UTC, parao período de 01 de janeiro a 28 de fevereiro de 1999 e nas localidades descritas naTabela 4.3. Apresentar-se-ão apenas subintervalos da série temporal que abranja ocaso convectivo a ser estudado. Na estação meteorológica do Rebio Jaru as sondagensiniciaram-se no dia 24 de janeiro e estenderam-se até o dia 25 de fevereiro.

4.4 Critério para Escolha dos Eventos

Para a escolha de casos ocorridos durante o experimento WETAMC–LBA/TRMM,observou-se alguns critérios:

• Defasagem temporal de no máximo ± 90 min entre os células convectivasmaduras captadas pelo PR e as sondagens;

• Distância inferior a 220 km (2°) de raio entre as posições da sondagem edas células convectivas maduras;

• Configuração da tempestade em número e distribuição de célulasconvectivas maduras dentro da área precipitativa.

Combinando os horários e as posições das células convectivas maduras fortes eintensas estimadas pelo satélite TRMM sobre a região de Rondônia, com os horáriose localidades das radiosondagens efetuadas nas quatro estações meteorológicasdescritas na Seção 4.3, determinou-se o menor intervalo de tempo e de espaço entreas células convectivas e as sondagens atmosféricas para melhor representar o estadoatmosférico dos casos convectivos analisados.

No dia 25 de janeiro de 1999, às 1219 UTC, o satélite TRMMmonitorou sobre o nortede Rondônia, uma região precipitante com células de precipitação distintas entrefraca e forte. Próximo da estação meteorológica do Rebio Jaru, houve uma sondagematmosférica às 1146 UTC. A quantidade e distribuição dos núcleos convectivosmedidos pelo satélite distanciavam menos de 220 km do Rebio Jaru, sendo captados33 minutos após a sondagem atmosférica. Estes foram os fatores que determinarama escolha dos casos a serem estudados. As posições e os intervalos de tempo entreas células e as sondagens são mostrados a seguir.

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A Tabela 4.4 mostra as posições e os horários de cada célula, conjuntamente com oshorários e local de cada sondagem. Nesta tabela, “anterior” significa que o intervalo detempo utilizado é anterior a passagem do satélite. A Tabela 4.5 mostra as sondagensefetuadas “posterior” a passagem do radar de precipitação. Como cada intervalo detempo entre duas sondagem é de aproximadamente 3 horas, o intervalo de tempo écentrado no horário de cada radiosondagen. Adotou-se o intervalo de tempo máximode ± 90 min de representatividade da sondagem.

TABELA 4.4 – Mapeamento entre as células convectivas maduras fortes e intensas eas radiosondagens ocorridas antes da passagem do satélite TRMM.

ANTERIORcélulas convectivas RA RG RM RJ

data horário lat lon ∆r ∆t ∆r ∆t ∆r ∆t ∆r ∆t01/13 18:47:04 -14,25 -61,05 440 -55,0 484 -29,001/13 18:47:08 -14,55 -60,95 484 -55,0 517 -29,001/13 18:47:13 -14,65 -60,65 506 -55,0 539 -29,001/13 18:47:27 -14,60 -59,50 561 -55,0 605 -29,001/23 00:03:53 -08,35 -66,20 484 -14,001/23 00:04:24 -07,65 -64,25 374 -15,001/23 00:04:30 -07,35 -64,00 385 -15,001/25 12:18:12 -07,45 -65,30 605 -41,0 473 -32,001/25 12:18:58 -09,10 -62,90 308 -41,0 154 -32,001/25 12:18:59 -09,30 -62,95 297 -41,0 143 -32,001/25 12:19:01 -09,70 -63,05 264 -42,0 132 -33,001/25 12:19:02 -09,60 -62,90 264 -42,0 121 -33,001/25 12:19:07 -10,20 -63,00 209 -42,0 121 -33,001/25 12:19:09 -10,35 -62,95 198 -42,0 121 -33,001/25 22:02:41 -13,00 -64,70 385 -89,0 352 -88,0 440 -81,001/25 22:02:43 -12,70 -64,75 363 -89,0 341 -88,0 418 -81,001/25 22:02:44 -12,95 -64,55 374 -89,0 330 -88,0 429 -81,001/25 22:02:47 -12,50 -64,60 341 -89,0 319 -88,0 396 -81,001/25 22:02:57 -12,50 -63,80 275 -89,0 242 -88,0 330 -81,001/25 22:04:25 -08,65 -59,75 407 -90,0 286 -83,001/25 22:04:36 -08,05 -59,35 484 -90,0 363 -83,0

(continua na próxima página)

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TABELA 4.4 – (Conclusão).

ANTERIORcélulas convectivas RA RG RM RJ

data horário lat lon ∆r ∆t ∆r ∆t ∆r ∆t ∆r ∆t01/25 22:04:39 -07,95 -59,15 506 -90,0 385 -83,001/27 21:14:29 -11,50 -64,75 286 -39,0 330 -43,0 341 -53,001/27 21:14:47 -10,05 -64,30 220 -39,0 330 -43,0 264 -53,002/01 18:26:33 -09,70 -59,00 374 -51,0 374 -42,0 319 -52,002/03 17:36:49 -11,90 -64,30 275 -07,0 330 -06,002/03 17:36:54 -11,70 -64,00 242 -07,0 286 -06,002/08 14:47:03 -14,55 -67,05 693 -12,0 902 -14,0 748 -13,002/14 02:39:49 -14,25 -63,80 451 00,0 451 -09,0 363 -09,0 495 -09,002/19 23:51:43 -14,15 -58,35 605 -16,0 660 -22,0 462 -23,0 594 -21,002/19 23:51:43 -14,75 -58,70 627 -16,0 671 -22,0 473 -23,0 616 -21,002/19 23:51:44 -14,30 -58,30 616 -16,0 671 -22,0 473 -23,0 605 -21,002/19 23:51:45 -14,75 -58,55 638 -16,0 682 -22,0 484 -23,0 627 -21,002/23 21:00:39 -09,20 -62,20 132 -36,0 110 -33,002/23 21:00:52 -10,35 -62,00 33 -36,0 22 -33,002/23 21:00:55 -09,80 -61,35 132 -36,0 77 -33,002/23 21:01:46 -11,15 -58,35 451 -37,0 407 -34,002/25 20:12:03 -10,70 -63,80 165 -87,002/25 20:12:19 -11,70 -63,25 176 -87,002/25 20:12:37 -11,85 -62,00 165 -87,0

Os códigos “lat”, “lon”, “∆r” e “∆t” correspondem a latitude, a longitude, a distância (km)

e o intervalo de tempo (min) respectivamente entre os núcleos captados pelo PR e as

sondagens

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TABELA 4.5 – Mapeamento entre as células convectivas maduras fortes e intensase as radiosondagens ocorridas após a passagem do satélite TRMM.

POSTERIORcélulas convectivas RA RG RM RJ

data horário lat lon ∆r ∆t ∆r ∆t ∆r ∆t ∆r ∆t01/11 19:32:51 -07,85 -67,35 616 74,001/11 19:32:59 -08,05 -66,90 561 74,001/11 19:33:46 -10,70 -65,10 308 73,001/11 19:34:39 -12,15 -62,05 198 72,001/11 19:35:20 -13,80 -60,05 451 71,001/22 23:40:36 -12,65 -59,60 385 09,001/22 23:40:36 -12,95 -59,40 429 09,001/22 23:40:39 -13,00 -59,15 451 09,001/22 23:40:42 -12,70 -59,10 440 09,001/25 23:15:06 -07,25 -67,80 693 40,0 825 31,0 726 52,001/29 20:26:34 -07,90 -62,90 286 06,0 495 06,0 726 05,001/29 20:26:35 -07,75 -62,90 297 06,0 451 06,0 286 05,001/29 20:26:38 -07,20 -63,05 363 06,0 517 06,0 352 05,001/30 19:13:37 -13,85 -62,10 374 79,0 242 81,0 407 73,001/30 19:13:54 -12,65 -61,60 253 79,0 110 81,0 275 73,002/03 07:51:57 -09,25 -67,00 528 52,0 638 35,0 572 44,002/03 07:52:29 -10,00 -65,05 297 51,0 407 34,0 341 43,002/03 17:36:49 -11,90 -64,30 275 24,002/03 17:36:54 -11,70 -64,00 231 24,002/04 16:25:23 -14,80 -58,50 638 73,0 495 65,0 638 65,002/05 16:48:06 -10,75 -67,30 550 42,0 616 43,0 594 42,002/05 16:48:12 -10,05 -67,35 550 42,0 638 43,0 594 42,002/05 16:48:24 -10,60 -66,05 407 42,0 484 43,0 462 42,002/08 05:04:26 -09,40 -61,55 143 28,0 253 25,0 88 25,002/08 05:04:45 -09,65 -60,30 242 28,0 275 25,0 187 25,002/10 04:15:32 -09,25 -64,00 220 72,0 363 75,0 253 75,002/10 13:58:34 -14,70 -67,35 726 61,0 693 29,0 693 24,0 781 33,002/14 02:39:49 -14.25 -63,80 451 00,0

(continua na próxima página)

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TABELA 4.5 – (Conclusão).

POSTERIORcélulas convectivas RA RG RM RJ

data horário lat lon ∆r ∆t ∆r ∆t ∆r ∆t ∆r ∆t02/15 01:27:05 -09,15 -61,85 154 74,0 165 60,0 286 63,0 110 63,002/15 11:12:23 -10,50 -58,15 517 16,0 418 11,0 418 18,002/20 23:00:46 -10,10 -67,20 539 43,0 473 28,0 627 30,0 583 30,002/25 20:12:03 -10,70 -63,80 165 76,002/25 20:12:19 -11,70 -63,25 176 76,002/25 20:12:37 -11,85 -62,00 165 76,002/27 19:22:57 -10,30 -66,90 506 63,002/27 19:24:12 -13,80 -63,55 396 61,002/27 19:24:28 -14,10 -62,50 407 61,002/27 19:24:44 -14,70 -61,65 473 61,002/27 19:24:49 -14,65 -61,25 484 61,002/27 19:24:50 -14,85 -61,30 506 61,0

Os códigos “lat”, “lon”, “∆r” e “∆t” correspondem a latitude, a longitude, a distância (km)

e o intervalo de tempo (min) respectivamente entre os núcleos captados pelo PR e as

sondagens.

4.5 Índices de Estabilidade

O lapse rate (γ) indica a razão com que a temperatura (T) varia com a altura (z) naatmosfera, ou seja: γ = −dT/dz Onde quanto maior o lapse rate do ambiente, maiora instabilidade atmosférica. Tomando γamb e γparc , como o lapse rate ambiental eda parcela respectivamente. Define-se o critério de estabilidade (Iribarne e Godson,1981), como:

• Estabilidade Absoluta (γamb < γparc): parcela mais fria do que o ambiente.

• Estabilidade Neutra (γamb = γparc): O lapse rate da parcela tem a mesmainclinação do lapse rate do ambiente.

• Instabilidade Absoluta (γamb > γparc): parcela mais quente do que oambiente.

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4.5.1 Energia Potencial Convectiva Disponível – CAPE

Pressupõe-se na formulação do CAPE (Iribarne e Godson, 1981) que:

• a parcela não entranha com o ambiente.

• a parcela ascende adiabaticamente úmida.

• toda a precipitação é extraída da parcela.

• a pressão da parcela é igual a pressão do ambiente em cada nível.

A parcela ascende pela força de empuxo devido à diferença de densidade(temperatura) do nível de convecção livre (LFC) até o nível de equilíbrio (LE),ou seja:

CAPE =

∫ LE

LFC

gTparc − Tamb

Tamb

dz (4.4)

Onde, Tparc e Tamb são respectivamente as temperaturas (℃) da parcela e a doambiente. O CAPE representa a quantidade de energia disponível para acelerar aparcela verticalmente, ou seja, a quantidade de trabalho da parcela no ambiente. OCAPE é a área positiva entre a temperatura da parcela e da sondagem desde LFC atéLE em um diagrama skewT–logP (Bluestein, 1993). Quanto maior a diferença entrea parcela aquecida e o ambiente, maior o CAPE e também a aceleração vertical,e resultando em convecção profunda. Valores típicos do CAPE são mostrado naTabela 4.6.

TABELA 4.6 – Valores típicos da energia potencial convectiva disponível (CAPE)para os Estados Unidos da América (EUA).

valores (J.Kg−1) estabilidadenulo estável

0 ∼ 1000 fracamente instável1000 ∼ 2500 moderadamente instável2500 ∼ 3500 muito instávelacima de 3500 extremamente instável

FONTE: Adaptada de http://www.crh.noaa.gov./lmk/soo/docu/indices.htm

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4.5.2 Índice de Levantamento – LI

O índice de levantamento indica a diferença entre a temperatura do ar ambienteem 500 hPa e a temperatura que uma parcela de ar teria se ela fosse levantadaadiabaticamente seca até o seu nível de condensação por levantamento (LCL),seguindo então adiabaticamente úmida até o nível de 500 hPa (Bluestein, 1993),ou seja:

Li = (T − Tparc)(500) (4.5)

Os valores típicos dos Li e suas implicações são mostrados na Tabela 4.7. Essesvalores são baseados no levantamento da parcela, usando os valores médios detemperatura e umidade da camada limite. Quanto mais negativo for o valor do índice,maior será a instabilidade potencial e maiores serão as chances para a ocorrência detempestades. Valores nulos de Li indicam a ausência de instabilidade potencial.

TABELA 4.7 – Valores típicos do índice de levantamento para os Estados Unidosda América (EUA).

valores (℃) propriedadesacima de 0 estável com possível convecção fraca-3 < Li < 0 levemente instável-6 < Li < -3 moderadamente instável-9 < Li < -6 muito instávelabaixo de -9 extremamente instável

FONTE: Adaptada de http://www.crh.noaa.gov./lmk/soo/docu/indices.htm

4.5.3 Índice K – KI

O Índice K representa o potencial de tempestade baseado no “lapse rate” vertical datemperatura, no conteúdo de umidade da baixa atmosfera e na extensão da camadade mistura (Bluestein, 1993). O Ki pode ser calculado pela equação:

Ki = (T(850) − T(500)) +[Td(850) − (T(700) − Td(700))

](4.6)

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Onde T(850), T(700), T(500), Td(850) e Td(700) são as temperaturas nos níveis de 850,700 e 500 hPa, e as temperaturas do ponto de orvalho nos níveis de 850 e700 hPa, respectivamente. Altos valores do Ki indicam uma maior probabilidade dedesenvolvimento de tempestades. Os valores típicos do Ki para as planícies centraisdos EUA, durante o verão podem ser vistos na Tabela 4.8.

TABELA 4.8 – Valores típicos de índice K para as planícies centrais do EstadosUnidos da América (EUA).

valores (℃) probabilidade de desenvolvimento convectivoabaixo de 20 ausente

20 ∼ 25 20% ∼ 40%26 ∼ 30 40% ∼ 60%31 ∼ 35 60% ∼ 80%

acima de 40 100%

FONTE: Adaptada de http://www.met.tamu.edu/class/Metr475/lab14.html

Em geral, quanto maior os valores de Ki, maior será o potencial para chuva intensas.Desde que o Ki inclue a diferença entre a temperatura e a temperatura do pontode orvalho em 700 hPa, o ar seco neste nível pode causar baixos valores de Ki.Contudo, havendo a presença de umidade abaixo de 700 hPa, e um mecanismo delevantamento, pode ocorrer tempestades organizadas e intensas.

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CAPÍTULO 5

RESULTADOS E DISCUSSÕES

Procedem-se as análises das células convectivas na região de Rondônia com asimagens do PR e os índices de estabilidade durante os meses de janeiro e fevereirode 1999. O evento convectivo de 25 de janeiro foi analisado a partir dos índicesde estabilidade e das variáveis termodinâmicas. As análises dos perfis verticais ehorizontais da precipitação sobre Rondônia e a do estudo de caso são apresentadosa seguir.

5.1 Perfis Verticais de Precipitação Ocorridos Durante o ExperimentoWETAMC–LBA/TRMM

Com os critérios de intensidade (Tabela 4.1), classificou-se as células convectivasfortes (Ft, entre 20 e 40 mm.hr−1) e intensas (It, acima de 40 mm.hr−1) no seuestágio maduro (profundidade mínima de 6,0 km). A descrição dos dados e a dametodologia utilizada para a obtenção dos perfis verticais foram apresentados noCapítulo 4, Seção 4.1.

A Figura 5.1 mostra os perfis verticais médio zonal e médio meridional da chuva sobreRondônia durante os meses de janeiro e fevereiro de 1999. A largura e a profundidadedos perfis são expressas em kilômetros. As características marcantes destes perfisapresentados são as profundidades dos núcleos intensos, que não ultrapassam os5,0 km, indicando ser esta a altura média da banda brilhante das células, e asalturas das camadas de taxa de precipitação de fraca intensidade que atingem aprofundidade de 8,5 km. Taxas de precipitação abaixo do valor mínimo (2 mm.hr−1)são mais elevadas, contudo elas são desprezadas neste contexto. Destaca-se tambéma região do afunilamento na taxa de precipitação no topo das tempestades acimados 5,0 km, isto ocorre devido ao aumento de cristais de gelo e de neve acima destenível.

A largura total dos perfis médios zonal e meridional (Figura 5.1) medemaproximadamente 60,0 km e 70,0 km em suas bases respectivamente, e aslarguras das regiões centrais de intensa precipitação medem aproximadamente10,0 km. Isto sugere que os fenômenos convectivos durante o experimentoWETAMC–LBA/TRMM apresentam grande volume de chuva em pequenas áreas euma distribuição de chuva meridional levemente maior do que a zonal.

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(a) (b)

FIGURA 5.1 – Perfis médio de taxa de precipitação (mm.hr−1) derivados do PR,durante o WETAMC–LBA/TRMM: (a) perfil vertical médio zonal,(b) perfil vertical médio meridional.

5.2 Características Gerais dos Casos Convectivos

A classificação das tempestades captadas pelo PR segundo a organização das célulaspor período e por regime de vento está mostrada na Tabela 5.1. Somente 36das 113 imagens captadas pelo PR foram selecionadas por apresentarem célulasconvectivas maduras fortes e intensas. A grande maioria das tempestades tem carátermulticelular (58,3%), seguido das unicelulares (25,0%) e supercelulares (16,7%).Relacionando a classificação por períodos e por regime de vento (Rickenbach et al.,2001), é encontrado que as tempestades multicelulares ocorrem com maior frequênciaentre 1800 e 0600 UTC sendo indistinto ao regime do vento, as tempestadesunicelulares ocorrem com maior frequência entre 1800 e 2400 UTC em regimede vento de leste, e as tempestades supercelulares frequentemente ocorrem entre1200 e 2400 UTC sobretudo quando o regime de vento é de leste.

Das 36 imagens selecionadas, avaliou-se as células maduras fortes e intensas quanto a

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TABELA 5.1 – Classificação das tempestades convectivas quanto a organizaçãodas células, período de atividade e regime de vento durante oWETAMC–LBA/TRMM e estimados pelo PR.

tipo № de ocorrência por período (UTC) ocorrência por regimecasos 00∼06 06∼12 12∼18 18∼24 de oeste de leste nc

unicelular 09 02 01 02 04 01 06 02multicelular 21 05 02 03 11 10 09 02supercelular 06 01 01 02 02 00 04 02

total 36 08 04 07 17 11 19 06

A ocorrência por período e por regime retrata a distribuição do tipo de tempestadeem relação ao horário UTC e ao escoamento do vento (“de oeste”, “de leste” e “nc”correspondem ao período de domínio do regime do vento zonal de oeste, de leste e nãoclassificados).

sua estrutura horizontal e profundidade. O critério de classificação da profundidadefoi descrito na Seção 4.1. As classificações de cada células em relação ao horáriode ocorrência, à sua profundidade, a intensidade, o tipo de tempestade a qual elapertencia e o regime de vento podem ser vistas na Tabela 5.2.

TABELA 5.2 – Classificação vertical de células convectivas quanto ao horário,profundidade, intensidade, constituição e regime de vento vistaspelo PR durante janeiro e fevereiro de 1999.

órb. data hh:mm:ss lat. lon. zmax prof. int. const. reg.6310 01/02 01:14:03 -14,85 -65,45 07,25 Rs Ft super nc6310 01/02 01:14:04 -14,65 -65,20 07,25 Rs Ft super nc6310 01/02 01:14:05 -14,55 -65,05 06,50 Rs I super nc6325 01/03 00:02:24 -12,50 -59,45 07,00 Rs Ft multi nc6325 01/03 00:02:16 -12,00 -59,75 07,75 Rs Ft multi nc6325 01/03 00:01:47 -11,10 -61,35 12,50 Pf Ft multi nc6325 01/03 00:00:07 -07,75 -66,65 08,25 Md Ft multi nc6332 01/03 09:44:25 -12,85 -65,95 07,00 Rs Ft super nc6332 01/03 09:44:20 -12,80 -66,40 05,75 Rs Ft super nc

(continua)

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TABELA 5.2 – (Continuação).

órb. data hh:mm:ss lat. lon. zmax prof. int. const. reg.6332 01/03 09:44:24 -12,60 -66,20 06,75 Rs Ft super nc6332 01/03 09:44:52 -12,35 -64,25 07,75 Rs Ft super nc6332 01/03 09:45:02 -12,35 -63,55 06,75 Rs Ft super nc6332 01/03 09:45:05 -12,20 -63,35 06,25 Rs Ft super nc6332 01/03 09:44:50 -12,05 -64,60 09,50 Pf Ft super nc6332 01/03 09:45:10 -10,95 -63,85 07,50 Rs Ft super nc6332 01/03 09:45:51 -10,70 -60,85 07,75 Rs Ft super nc6387 01/06 22:22:44 -10,85 -67,55 09,25 Pf Ft uni nc6387 01/06 22:22:45 -10,70 -67,40 07,00 Rs Ft uni nc6433 01/09 20:23:46 -10,85 -59,85 08,25 Md Ft multi nc6433 01/09 20:23:06 -09,95 -62,30 09,00 Md Ft multi nc6433 01/09 20:22:57 -09,20 -62,50 10,75 Pf Ft multi nc6433 01/09 20:23:08 -09,15 -61,60 07,25 Rs Ft multi nc6433 01/09 20:22:50 -09,00 -62,85 08,00 Md Ft multi nc6433 01/09 20:22:54 -09,00 -62,55 09,50 Pf Ft multi nc6433 01/09 20:22:47 -08,90 -63,05 08,75 Md Ft multi nc6440 01/10 06:05:50 -14,50 -66,50 07,50 Rs Ft uni nc6440 01/10 06:08:30 -07,95 -58,70 08,50 Md Ft uni nc6464 01/11 19:35:20 -13,80 -60,05 14,00 Pf Ft multi de leste6464 01/11 19:34:39 -12,15 -62,05 05,75 Rs Ft multi de leste6464 01/11 19:33:46 -10,70 -65,10 07,50 Rs Ft multi de leste6464 01/11 19:32:59 -08,05 -66,90 07,75 Rs Ft multi de leste6464 01/11 19:32:51 -07,85 -67,35 11,50 Pf Ft multi de leste6495 01/13 18:47:13 -14,65 -60,65 12,50 Pf Ft multi de leste6495 01/13 18:47:27 -14,60 -59,50 07,75 Rs Ft multi de leste6495 01/13 18:47:08 -14,55 -60,95 08,75 Md Ft multi de leste6495 01/13 18:47:04 -14,25 -61,05 14,25 Pf Ft multi de leste6603 01/20 15:09:33 -14,25 -59,00 11,75 Pf Ft multi de leste6625 01/22 23:40:39 -13,00 -59,15 09,50 Pf I super de leste6625 01/22 23:40:36 -12,95 -59,40 12,00 Pf Ft super de leste6625 01/22 23:40:42 -12,70 -59,10 06,50 Rs Ft super de leste

(continua)

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TABELA 5.2 – (Continuação).

órb. data hh:mm:ss lat. lon. zmax prof. int. const. reg.6625 01/22 23:40:36 -12,65 -59,60 09,50 Pf Ft super de leste6641 01/23 00:03:53 -08,35 -66,20 12,25 Pf Ft multi de leste6641 01/23 00:04:24 -07,65 -64,25 08,25 Md Ft multi de leste6641 01/23 00:04:30 -07,35 -64,00 06,75 Rs Ft multi de leste6649 01/23 13:07:20 -08,55 -62,90 07,25 Rs Ft uni de leste6672 01/25 23:15:06 -07,25 -67,80 07,50 Rs Ft uni de leste6680 01/25 12:19:07 -10,20 -63,00 08,50 Md Ft super de leste6680 01/25 12:19:02 -09,60 -62,90 07,25 Rs Ft super de leste6680 01/25 12:19:01 -09,70 -63,05 07,25 Rs Ft super de leste6680 01/25 12:18:59 -09,30 -62,95 06,75 Rs Ft super de leste6680 01/25 12:18:58 -09,10 -62,90 07,00 Rs Ft super de leste6680 01/25 12:18:41 -09,65 -64,60 07,25 Rs Ft super de leste6680 01/25 12:18:12 -07,45 -65,30 06,25 Rs Ft super de leste6687 01/25 22:02:41 -13,00 -64,70 13,50 Pf I super de leste6687 01/25 22:02:44 -12,95 -64,55 13,75 Pf I super de leste6687 01/25 22:02:43 -12,70 -64,75 10,00 Pf Ft super de leste6687 01/25 22:02:47 -12,50 -64,60 10,50 Pf I super de leste6687 01/25 22:02:57 -12,50 -63,80 09,25 Pf Ft super de leste6687 01/25 22:04:25 -08,65 -59,75 07,50 Rs I super de leste6687 01/25 22:04:36 -08,05 -59,35 08,25 Md I super de leste6687 01/25 22:04:39 -07,95 -59,15 09,75 Pf Ft super de leste6718 01/27 21:14:29 -11,50 -64,75 10,25 Pf Ft multi de leste6718 01/27 21:14:47 -10,05 -64,30 08,00 Md Ft multi de leste6749 01/29 20:26:34 -07,90 -62,90 10,75 Pf Ft multi de oeste6749 01/29 20:26:35 -07,75 -62,90 10,50 Pf Ft multi de oeste6749 01/29 20:26:38 -07,20 -63,05 09,75 Pf Ft multi de oeste6764 01/30 19:13:37 -13,85 -62,10 06,25 Rs Ft multi de oeste6764 01/30 19:13:54 -12,65 -61,60 06,25 Rs Ft multi de oeste6795 02/01 18:26:33 -09,70 -59,00 12,25 Pf Ft multi de oeste6819 02/03 07:52:29 -10,00 -65,05 07,25 Rs Ft multi de oeste6819 02/03 07:51:57 -09,25 -67,00 08,00 Md Ft multi de oeste

(continua)

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TABELA 5.2 – (Continuação).

órb. data hh:mm:ss lat. lon. zmax prof. int. const. reg.6826 02/03 17:36:49 -11,90 -64,30 07,25 Rs Ft multi de oeste6826 02/03 17:36:54 -11,70 -64,00 07,00 Rs Ft multi de oeste6841 02/04 16:25:23 -14,80 -58,50 11,25 Pf Ft uni de oeste6857 02/05 16:48:06 -10,75 -67,30 08,00 Md Ft multi de oeste6857 02/05 16:48:24 -10,60 -66,05 12,00 Pf Ft multi de oeste6857 02/05 16:48:12 -10,05 -67,35 09,25 Pf Ft multi de oeste6896 02/08 05:04:45 -09,65 -60,30 05,75 Rs Ft multi de leste6896 02/08 05:04:26 -09,40 -61,55 06,00 Rs Ft multi de leste6903 02/08 14:47:03 -14,55 -67,05 09,00 Md Ft super de leste6927 02/10 04:15:32 -09,25 -64,00 09,75 Pf I multi de leste6934 02/10 13:58:34 -14,70 -67,35 08,50 Md I multi de leste6989 02/14 02:39:49 -14,25 -63,80 06,75 Rs Ft uni de leste7004 02/15 01:27:05 -09,15 -61,85 08,75 Md Ft uni de leste7011 02/15 11:12:23 -10,50 -58,15 07,75 Rs Ft multi de leste7066 02/19 23:51:43 -14,75 -58,70 09,50 Pf Ft uni de leste7066 02/19 23:51:45 -14,75 -58,55 08,25 Md Ft uni de leste7066 02/19 23:51:44 -14,30 -58,30 13,25 Pf Ft uni de leste7066 02/19 23:51:43 -14,15 -58,35 11,00 Pf Ft uni de leste7097 02/20 23:00:46 -10,10 -67,20 10,75 Pf Ft uni de leste7143 02/23 21:01:46 -11,15 -58,35 08,00 Md I multi de oeste7143 02/23 21:00:52 -10,35 -62,00 09,25 Pf Ft multi de oeste7143 02/23 21:00:55 -09,80 -61,35 08,00 Md Ft multi de oeste7143 02/23 21:00:39 -09,20 -62,20 06,50 Rs Ft multi de oeste7174 02/25 20:12:37 -11,85 -62,00 09,00 Md Ft multi de oeste7174 02/25 20:12:19 -11,70 -63,25 07,50 Rs Ft multi de oeste7174 02/25 20:12:03 -10,70 -63,80 07,50 Rs Ft multi de oeste7181 02/26 05:56:59 -08,95 -61,10 07,50 Rs Ft multi de oeste7205 02/27 19:24:50 -14,85 -61,30 10,75 Pf Ft multi de oeste7205 02/27 19:24:44 -14,70 -61,65 13,50 Pf Ft multi de oeste7205 02/27 19:24:49 -14,65 -61,25 09,25 Pf Ft multi de oeste7205 02/27 19:24:28 -14,10 -62,50 14,75 Pf Ft multi de oeste

(continua)

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TABELA 5.2 – (Conclusão).

órb. data hh:mm:ss lat. lon. zmax prof. int. const. reg.7205 02/27 19:24:12 -13,80 -63,55 14,75 Pf Ft multi de oeste7205 02/27 19:22:57 -10,30 -66,90 07,00 Rs Ft multi de oeste

Os logotipos “órb.”, “hh”, “mm”, “ss”, “lat.”, “lon.”, zmax”, “prof.”, “int.”, “const.” e “reg.”

correspondem as órbita do satélite, horas, minutos e segundos UTC, latitude, longitude,

altura máxima alcançada (km), profundidade de cada célula (“Rs”, “Md”, “Pf” significam

rasa, média e profunda), a intensidade da taxa de precipitação da célula (“It” e “Ft”

significam intensa e forte), organização da tempestade (“uni”, “multi” e “super” significam

unicelular, multicelular e supercelular) e o tipo de escoamento (“de oeste” e “de leste”

significam regime de vento zonal de oeste e de leste), respectivamente.

A partir dos níveis de intensidade das tempestades (Tabela 4.1), as célulasconvectivas maduras foram classificadas em fortes e intensas. Encontrou-se 94 célulasfortes e 10 intensas. Comparou-se a profundidade das 104 células convectivas com aaltura máxima do perfil vertical médio. A Tabela 5.3 mostra a relação entre a alturamáxima alcançada pelas células, a intensidade das células e o tipo de tempestade.Observa-se que a maior parte das células são de profundidade rasa (42,3%), seguidodas células profundas (37,5%) e por fim das células médias (20,2%). A profundidademédia da atividade convectiva relativo aos casos rasos, médios e profundos são7,0 km, 8,5 km e 9,0 km, respectivamente. As células de forte precipitação sãoem maioria rasas (44,7%), seguidas das profundas (35,1%) e das médias (20,2%),enquanto que a maioria das células intensas são profundas (50%), seguidas dasmédias (30%) e rasas (20%).

A estrutura das células também é mostrado na Tabela 5.3. Nas supercélulas, as rasasperfazem 56,25%, as profundas 31,25% e as médias 12,5%. Nos casos unicelulares emulticelulares ocorre uma dominânica entre a distribuição das células rasas (35,7%e 36,2%, respectivamente) e profundas (42,8% e 39,6%, respectivamente). Aorganização necessária para a formação convectiva está localizada nas imediações decada célula. O expressivo número das células rasas para os casos supercelulares sugerea existência de uma distribuição entre a área abrangida e a profundidade alcançadapelas células. A maioria das células rasas e profundas nos eventos multicelulares eunicelulares sugerem que a circulação favorece ou inibe o desenvolvimento verticaldas células.

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TABELA 5.3 – Classificação entre a profundidade vertical alcançada pelas célulase a distribuição horizontal das células convectivas dentro da áreaprecipitativa captada pelo PR.

tipo intervalo № casos z (km) It Ft uni multi superrasa < 8.00 Km 44 07,0 02 42 05 21 18média entre 21 08,5 03 19 03 14 04

profunda > 9.00 Km 39 11,6 05 33 06 23 10total 104 10 94 14 58 32

O intervalo de altura correspondem aos limites estabelecidos em relação ao perfil médio,z é a média alcançada pelo total de células rasas, médias e profundas, “It” e “Ft” siginificamintenso e forte, “uni”, “multi” e “super” significam unicelular, multicelular e supercelularrespectivamente.

5.3 Estrutura Horizontal da Precipitação Estimada com o PR

Na escala horizontal é de grande importância determinar a precipitação que atinge asuperfíce. Utilizando-se a chuva próximo à superfície estimada pelo PR, o campo dechuva em Rondônia e nos setores norte (I), centro (II) e sudeste (III) são mostradosna Figura 5.2. Existem pequenas áreas com altas taxas de precipitação e grandesáreas onde ela é pequena. É notado uma grande variação da intensidade com adistância em relação às áreas de altas taxas de precipitação.

A Tabela 5.4 mostra a frequência do número de passagem do satélite TRMM e osvalores de taxa de precipitação média (mm.período−1) para a área total e para ossetores em cada período. Ela mostra também a precipitação média para as mesmasregiões durante o período de janeiro e fevereiro de 1999. O período de revoluçãoorbital deste satélite possibilita analisar a chuva em diferentes horários durante ociclo diurno.

O setor I é o mais chuvoso, enquanto que o setor III é o menos chuvoso. Astaxas de precipitação acumuladas dos setores norte, central e sudeste seria deaproximadamente 750, 350 e 200 mm respectivamente, em relação à média do períodototal correspondente aos meses de janeiro e fevereiro. As estimativas são bastantedistintas das de Nobre et al. (1996).

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FIGURA 5.2 – Distribuição da taxa de precipitação na superfície em mm.hr−1,obtida pelo PR no período de janeiro a fevereiro de 1999 para aregião de Rondônia e setores norte (I), central (II) e sudeste (III).

TABELA 5.4 – Taxa de precipitação média para Rondônia e setores I, II e III, porperíodo e durante os meses de janeiro e fevereiro.

horário № arquivos setor I setor II setor III área total00:00 ∼ 03:00 14 0,137 0,003 0,005 0,13003:00 ∼ 06:00 16 0,465 0,075 0,094 0,20806:00 ∼ 09:00 15 0,120 0,240 0,065 0,17809:00 ∼ 12:00 14 0,145 0,147 0,236 0,15012:00 ∼ 15:00 11 1,001 0,257 0,000 0,13915:00 ∼ 18:00 12 0,062 0,266 0,090 0,33218:00 ∼ 21:00 16 2,238 0,743 0,481 0,68321:00 ∼ 24:00 15 0,218 0,202 0,105 0,387

janeiro e fevereiro 104 0,536 0,242 0,146 0,272Note a homogeneidade do número de passagens do satélite TRMM dentro de cada período.

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Na Figura 5.3, pode-se notar as diferenças na intensidade no ciclo diurno entreas subregiões I, II e III. Os histogramas do ciclo diurno mostram que nessassubregiões o máximo da atividade convectiva ocorrem às 1800 UTC, concordandocom o ciclo diurno condicionado pelos regimes de vento (Rickenbach et al., 2001) epelo ciclo diurno apresentado pela rede de pluviômetros (Marengo et al., 2001b).Na subregião I, além do máximo principal, existem dois máximos secundáriosde precipitação ocorrendo às 1200 UTC e às 0300 UTC. A baixa quantidade deimagens durante o período estudado, contribui para que a chuva próximo à superfícieapresente características centralizadas em algumas regiões onde a precipitação é maiselevada. Estas regiões isoladas contribuíram para que existissem tendências de chuvaem determinados pontos como no caso do setor I. Isto seria amenizado utilizando-seuma série longa de imagens. Como o número de passagens do TRMM sobre o estadode Rondônia durante o período de janeiro e fevereiro era relativamente pequeno,estes resultados devem ser vistos com muita cautela.

FIGURA 5.3 – Distribuição da chuva por período para Rondônia e para os setoresI, II e III, obtida pelo PR, durante janeiro e fevereiro de 1999.

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5.4 Estudo de Caso de Atividade Convectiva Ocorrido Durante oWETAMC–LBA/TRMM

A análise de todos os perfis verticais das células convectivas e das radiosondagensque coincidiram em tempo e espaço conforme o critério descrito na Seção 4.4,encontrou-se poucos eventos de chuva (Tabela 4.4 e Tabela 4.5). Selecionou-se oevento do dia 25 de janeiro de 1999 devido a organização e intensidade da convecção.

5.4.1 Análise do Campo de Chuva

A estrutura horizontal do evento de chuva pode ser vista em quatro níveis dealtitudes na Figura 5.4 (2, 3, 4 e 6 km). Observa-se que a taxa de precipitação decairapidamente com a altura. A precipitação mais intensa se encontra em torno de3 km de altura. Isto ocorre porque presumivelmente nesta região estão concentradosas correntes ascendentes e descendentes e outros fatores que aumentam a quantidadede partículas de gelo e neve e o tamanho das gotículas (colisão e coalescência). Alémdisso, neste caso a precipitação mais significativa (acima de 2 mm.hr−1) está abaixode 6 Km de altura (banda brilhante). A característica em destaque é a pequena áreaonde se concentra quase toda a precipitação.

Na Figura 5.4, existem várias células no sistema convectivo e com forte precipitação.Observa-se um grupo de 7 células (A–G), a célula A está a noroeste e as células B–Gestão no mesmo bloco. Foram obtidos os perfis verticais da taxa de precipitaçãozonal e meridional centrados no eixo vertical de maior intensidade. Estes perfis estãomostrados na Figura 5.5 e na Figura 5.6. A Tabela 5.5 mostra a localização e oinstante da medição pelo PR das células, e também o intervalo de tempo e distânciaentre as células e a estação meteorológica do Rebio Jaru.

Aglomerados de cumulus que precipitam sincronizadamente ocorreram poucas vezesneste contexto, somente 6 eventos foram encontrados (Tabela 5.1). A exposição dasprincipais unidades dentro do caso do dia 25 de janeiro de 1999, às 1219 UTC, mostraque apesar das 7 células fortes e maduras, existiam também várias outras células emfases distintas do ciclo de vida. As distâncias entre as células é de poucos kilômetros.Existe interligações entre a maioria das células, de tal forma que elas atuam comoum bloco convectivo único. Na área como um todo, existe o domínio de moderadataxa de precipitação.

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(a) (b)

(c) (d)

FIGURA 5.4 – Taxas de precipitação obtidas pelo PR para a órbita 6680 ocorridaem 25/01/1999, sobre a região de Rondônia. A imagem foi captadaàs 1219 UTC. A sequência mostra quatro perfis verticais em alturasdistintas: (a) 2 km, (b) 3 km, (c) 4 km e (d) 6 km, para as célulasA, B, C, D, E, F e G.

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(a) (b)

(c) (d)

FIGURA 5.5 – Perfis verticais zonal e meridional das células A, B, C e D. O títulode cada figura contém em sequência o número da órbita, a data, ohorário, a latitude, a longitude e o tipo de perfil, todos estes itensestão separados por um ponto. A data é composta por 3 pares decaracteres que significam o ano, o mês e o dia, respectivamente. Ohorário é composto por 3 pares de caracteres, representando a hora,os minutos e os segundos, respectivamente. A latitude e longitudedevem ser divididos por 100. O logotipo “zonal” e “meridional”indicam o tipo de corte vertical.

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(a) (b)

(c)

FIGURA 5.6 – Perfis verticais zonal e meridional das células E, F e G. O títulode cada figura contém em sequência o número da órbita, a data, ohorário, a latitude, a longitude e o tipo de perfil. A data é compostapor 3 pares de caracteres que significam o ano, o mês e o dia,respectivamente. O horário é composto por 3 pares de caracteres,que representam a hora, os minutos e os segundos, respectivamente.A latitude e longitude devem ser divididos por 100. O logotipo“zonal” e “meridional” indicam o tipo de corte vertical.

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TABELA 5.5 – Localização e posicionamento das células de chuva (A–G) captadospelo PR para o evento do dia 25 de janeiro de 1999 em relação àlocalidade da estação meteorológica do Rebio Jaru.

№ data hh:mm:ss lat. lon. ∆r (km) ∆t (min) zmax prof.A 25/01/1999 12:18:12 -07,45 -65,30 473,0 -32,0 06,25 RsB 25/01/1999 12:18:58 -09,10 -62,90 154,0 -32,0 07,00 RsC 25/01/1999 12:18:59 -09,30 -62,95 143,0 -32,0 06,75 RsD 25/01/1999 12:18:41 -09,65 -64,60 297,0 -32,0 07,25 RsE 25/01/1999 12:19:01 -09,70 -63,05 132,0 -33,0 07,25 RsF 25/01/1999 12:19:02 -09,60 -62,90 121,0 -33,0 07,25 RsG 25/01/1999 12:19:07 -10,20 -63,00 121,0 -33,0 08,50 Md

Os códigos “hh”, “mm”, “ss”, “lat”, “lon”, “∆r”, “∆t”, “zmax” e “prof.” correspondem à hora,minutos e segundos UTC, latitude, longitude, distância (km), intervalo de tempo (minutos)entre a sondagem e o eixo central da célula (sinal negativo indica que a sondagem ocorreuantes da passagem do satélite), profundidade máxima alcançada pela célula (km) e aclassificação da célula em relação à profundidade alcançada (“Rs” e “Md” significam arasa e média).

A relação entre a profundidade das células, a organização e a distribuição decélulas convectivas (Tabela 5.3) revela que as tempestades supercelulares apresentamuma expressiva quantidade de células rasas. Observa-se que as interligações entreas células auxiliam nesta peculiar característica. As frentes de rajadas podematuar como mecanismo de formação dessas células, pois uma gênesis comumpode conduzir ao desenvolvimento de células com características semelhantes. Aprofundidade uniforme das células no evento do dia 25 de janeiro exemplifica estecomportamento. Isto sugere haver uma distribuição entre a abrangência em àrea e aaltura alcançada pelas células. Nos casos observados de células isoladas em ambientesunicelulares e supercelulares, as alturas máximas alcançadas tendem a ser rasas ouprofundas sugerindo que o desenvolvimento vertical de células isoladas podem estarcondicionadas pela circulação.

5.4.2 Análise da Sondagem das 1146 UTC do Dia 25/01/1999

Avaliou-se os possíveis mecanismos termodinâmicos associados ao caso do dia 25 dejaneiro de 1999. Selecionou-se a radiosondagem do Rebio Jaru, das 1146 UTC porcausa do intervalo de tempo pequeno em relação a passagem do satélite TRMM(33 minutos). Os dados da sondagem estão mostrados na Figura 5.7.

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FIGURA 5.7 – Perfil vertical da temperatura, temperatura do ponto de orvalho,umidade e vento em um diagrama SkewT-logP para sondagemefetuada às 1146 UTC do dia 25/01/1999 na localidade do RebioJaru.

Os perfis de temperaturas retratam a atmosfera tropical de Rondônia. Estasondagem mostra uma camada de umidade entre a superfície e 300 hPa. Comoa atmosfera estava úmida, o nível de condensação por levantamento (LCL) estavapróximo da superfície. O nível de convecção livre (LFC ) e o nível de equilíbrio (LE )estavam em 850 hPa e 150 hPa, respectivamente. A diminuição da temperatura coma altura é suave e não apresenta descontinuidades ou inversões térmicas acentuadas.

Os valores do CAPE, do Li e do Ki para esta sondagem são 2407 (J.Kg−1), -5 ℃ e37 ℃. Comparando estes valores com os das Tabelas 4.6, 4.7 e 4.8, é notado que

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os índices de instabilidade indicam a ocorrência de moderada instabilidade e altaprobabilidade de convecção. Esses índices são ajustados para latitudes médias, esão bem representativos para os trópicos. A área positiva (CAPE) do diagrama éum bom indicativo da distribuição vertical da convecção, devido a uniformidade dedistribuição do CAPE em relação ao eixo vertical. Concomitantemente, observa-sepelo perfil do vento (à direita do diagrama SkewT-logP) a mudança de direçãodo vento em 400 hPa. Este cisalhamento é importante para o comportamento dacirculação, propagação e formação da região de precipitação dentro das tempestades.

A série temporal dos índices de estabilidade que abrange o evento é mostrado naFigura 5.8. Esta série inicia no dia 24 e termina no dia 27 de janeiro de 1999. Aevolução temporal do CAPE pode ser vista na Figura 5.8a. Existe um padrão deaumento e redução dos valores de CAPE acompanhando o ciclo diurno local, porémcom um aumento significativo da energia potencial entre os horários das 0900 UTC e2100 UTC do dia 25 de janeiro, onde a atmosfera passou de moderadamente instávela fortemente instável (Tabela 4.6), seguido de uma queda (aproximadamente zero)após às 1200 UTC do dia seguinte, no qual a atmosfera tornou-se fortemente estável.Rondônia está a 4 horas do fuso horário de Greenwhich, ou seja, o pico máximo dosvalores de CAPE ocorrem aproximadamente as 1700 LT.

A Figura 5.8b mostra a evolução temporal do Li. Os valores característicos desteíndice estão apresentado na Tabela 4.7. Este índice indica que a atmosfera deRondônia, estava instável, mas com curtos períodos de estabilidade e longos períodosonde a estabilidade varia de fraca até extremamente instável. Durante o períodoanalisado, os picos de forte instabilidade ocorrem as 2100 UTC, acompanhandoo ciclo diurno. Como este índice provém da análise direta da teoria da parcela,ele é muito sensível às variações atmosféricas. Ressaltam-se dois picos de forteestabilidade: 0600 UTC no dia 24, e 0900 UTC no dia 26 de janeiro de 1999. Nota-seque a atmosfera mudou de estável para fortemente instável das 0000 UTC do dia 26até às 0000 UTC do dia 27 de janeiro.

A Figura 5.8c mostra a evolução do Ki. As 2100 UTC tanto o CAPE como o Liapresentam forte intabilidade, o Ki apresenta uma fraca probabilidade de ocorrênciade tempestades. Provavelmente isto ocorre porque o Ki leva em conta a existênciade ar seco em 700 hPa, o que não era o caso, pois a profundidade média da camadatropical tipicamente é mais alta.

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(a)

(b)

(c)

FIGURA 5.8 – Evolução temporal dos índices de estabilidades: (a) energiapotencial convectiva disponível (CAPE), (b) índice delevantamento (Li) e (c) índice K (Ki), desde o dia 24 até odia 27 de janeiro de 1999.

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Os perfis verticais da razão de mistura (r) e da temperatura potencialequivalente (θe) durante o caso estudado são apresentados nas Figuras 5.9 e 5.10,respectivamente. Existem picos próximos da superfície terrestre tanto no perfil derazão de mistura quanto no da temperatura potencial equivalente. Esta característicaestá associada com a evolução do ciclo diurno da camada limite nessa localidade.Falhas de dados resultaram nas faixas brancas na figura. Observa-se que emboraa variabilidade da razão de mistura é mais acentuada próximo a superfície, todasas camadas oscilam devido ao ciclo diurno. Isto ocorre devido ao fato da umidadevariar com a altura (temperatura). A evolução do perfil vertical de razão de misturatambém mostra que o aumento da distribuição da profudidade da camada úmidasegue o ciclo diurno da umidade próximo da superfície. No perfil vertical da razãode mistura observou-se quatro camadas:

• camada úmida – abaixo de 850 hPa.

• camada relativamente úmida – entre 600 hPa e 850 hPa.

• camada relativamente seca – entre 600 hPa e 400 hPa.

• camada seca – acima de 400 hPa.

FIGURA 5.9 – Evolução temporal do perfil vertical da razão de mistura r (g.kg−1).Extraído de radiosondagens ocorrido no Rebio Jaru durante oWETAMC–LBA/TRMM.

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FIGURA 5.10 – Evolução temporal do perfil vertical da temperatura potencialequivalente θe (K). Extraído de radiosondagens ocorrido no RebioJaru durante o WETAMC–LBA/TRMM.

No perfil da temperatura potencial equivalente, destaca-se o contraste térmicopróximo da superfície quando confrontado com os índices de instabilidade. Nota-seque os índices apresentam máximos às 2100 UTC, enquanto que a superfície e acamada superficial começam a resfriar neste horário. A presença de um núcleofrio nos níveis médios, onde a temperatura potencial equivalente é mínima entreàs 1800 UTC do dia 25 até às 1800 UTC do dia 26, indica a persitência do sistemaconvectivo neste período (atmosfera condicionalmente instável).

5.4.3 Análise Sinótica do Caso Convectivo do Dia 25/01/1999

O padrão sinótico associado ao caso pode ser visto na sequência de imagens desatélite mostrada na Figura 5.11. Pode-se ver uma banda de atividade convectivaorientada no sentido noroeste-sudeste que se estende desde a Amazônia até osudeste do país. Este padrão de nebulosidade estava associado a passagem de umasistema frontal pela região sudeste do Brasil. O sistema convectivo de mesoescalaque atuava na região de Rondônia fazia parte de uma linha de instabilidadeformada nos níveis inferiores pelo fluxo de leste, condicionando uma intensaconvecção (Cifelli et al., 2000). O sistema convectivo apresentado neste contextoestá posicionado aproximadamente ao norte de Rondônia. Ele iniciou o seu ciclo devida aproximadamente às 0300 UTC, atingiu a maturidade por volta das 1500 UTCe dissipou por volta das 1800 UTC.

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(a) (b)

(c) (d)

(e) (f)

FIGURA 5.11 – Imagens do satélite GOES–8, infra vermelho, para o dia25/01/1999 nos horários: (a) 0300 UTC, (b) 0900 UTC,(c) 1200 UTC, (d) 1500 UTC, (e) 1800 UTC e (f) 2100 UTC.O desenvolvimento convectivo no norte de Rondônia inciou apósàs 0300 UTC e dissipou após às 1800 UTC.

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Durante o WETAMC-LBA/TRMM o boletim meteorológico para o dia 25 de janeirode 1999 para a região de Rondônia destacava:

‘‘Desenvolvimento convectivo está presente desde o início da manhã

na Bolívia e na metade norte de Rondônia. Subsidência está domi_

nando ao leste de 60°W e ao sul de 15°S sobre o Brasil central.

O sistema frontal orientado de NW/SE está a se aproximar da Bo_

lívia e sul brasileiro, organizando convecção ao longo do limite

da massa de ar.’’

O campo de divergência de massa ∇.~v (Figura 5.12a), extraído do campo de ventodo NCEP/NCAR, em altos níveis às 1200 UTC, evidenciou-se a posição da Altada Bolívia na costa do Peru e um outro anticiclone entre o Paraguai e o estadodo Mato Grosso do Sul. Observou-se também um vórtice ciclônico na costa doNordeste. Ramirez et al. (1999) identifica que este cenário propiciou o domínio dedivergência relativamente fraca sobre quase todo o estado de Rondônia. Geralmente,este tipo de padrão é mais evidente quando o vórtice ciclônico se encontra na fase deintensificação e se desloca até o centro do continente. Neste caso, conforme o vórticeciclônico se deslocou para o continente a Alta da Bolívia começou a alongar seu setornordeste sobre o sudeste do Brasil. Dependendo da intensidade do alongamento dacrista e da presença de fontes de calor, ela pode separar-se e formar um novo centrode circulação anticiclônica sobre o sudeste do Brasil e áreas oceânicas adjacentes.

O campo de divergência de umidade ∇.(q~v) (Figura 5.12b), extraído do campo devento e umidade do NCEP/NCAR, em baixos níveis para o horário das 1200 UTC,mostra uma região de forte divergência na costa do Peru, acoplada a convergência emaltos níveis. A região de fraca convergência sobre quase todo o estado de Rondôniaacoplado com a divergência de massa em altos níveis, indicam o aumento e a ascençãode umidade na região, gerando condições favoráveis ao desenvolvimento convectivo.Na baixa troposfera, o vento de nordeste transporta a umidade da região centralda Amazônia. Especificamente na região norte de Rondônia, apesar das condiçõesdinâmicas condicionarem a atividade convectiva durante o período sucessivo aocaso estudado, às 1200 UTC do dia 25 de janeiro de 1999 o suporte dinâmico nãoexercia influência incisiva, assim o desenvolvimento convectivo regional mostradoanteriormente pode ter sido estimulado por forçantes térmicas e pelo cisalhamentodo vento.

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(a)

(b)

FIGURA 5.12 – Campos de (a) divergência de massa ∇.~v em 250 hPa e(b) divergência de umidade ∇.(q~v) em 850 hPa, para 1200 UTC de25 de janeiro de 1999. Extraído dos campos de vento e umidade doNCEP/NCAR. A região de Rondônia apresenta fraca convergênciade umidade associada a fraca divergência de massa.

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CAPÍTULO 6

CONSIDERAÇÕES FINAIS, CONCLUSÕES E RECOMENDAÇÕES

Este trabalho analisou a estrutura tridimensional dos eventos convectivos observadosem Rondônia, durante o experimento WETAMC–LBA/TRMM, utilizando-se dadosdo Precipitation Radar (PR). Um estudo de caso de uma tempestade convectivasupercelular também foi apresentado.

As chuvas convectivas são assumidas ser formadas devido a ascenção, condensaçãoe precipitação da umidade, decorrentes das forçantes locais e de grande escala.Adotou-se um critério de intensidade (intenso, forte, moderado e fraco) paraclassificar as células quanto à taxa de precipitação. Assumiu-se o estágio madurodas células convectivas quando elas atingiam a altura mínima de 6 km. De acordocom a distribuição horizontal das células convectivas dentro da área precipitantecaptada pelo PR, as tempestades foram classificadas em unicelulares, multicelularese supercelulares.

A partir destes critérios, para o período da campanha, selecionou-se 36 imagensdentro das 113 monitoradas pelo PR que apresentaram células convectivas madurasfortes e intensas. Desta seleção encontrou-se 104 células distintas, sendo 94 fortese 10 intensas. Isolando as célula convectiva do domínio das células adjacentes,obteve-se os perfis verticais médios zonal e meridional. Estes perfis apresentaramprofundidade em torno de 8,5 km de altura, largura aproximada de 60,0 km e70,0 km, respectivamente em sua base, e uma região central com precipitaçãoforte até 5,0 km de altura e 10,0 km de largura. A maior fração da precipitaçãoapresentou-se abaixo da banda brilhante e concentrada na baixa troposfera. Acimadesta banda observou-se um afunilamento em intensidade do perfil médio.

A partir dos perfis médios, foi possível classificar as células de acordo com a suaprofundidade máxima alcançada, subdividindo-as em 3 classes: rasas, médias eprofundas. Associando as profundidades alcançadas das células convectivas madurasfortes e intensas com a constituição de sua origem, foi notado que durantejaneiro e fevereiro de 1999, as células convectivas dentro da convecção supercelularapresentaram profundidade rasa (abaixo de 8,5 km), com maior frequência após as1200 UTC e em regime de vento de leste. Quando a convecção era unicelular oumulticelular, a distribuição de células convectivas apresentaram-se distribuídas em

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rasas e profundas, ocorrendo entre 1800 e 0600 UTC, e a profundidade e intensidadenão demonstraram tendências em relação ao regime de vento, sugerindo que acirculação pode auxiliar ou inibir o desenvolvimento vertical da convecção.

Exemplificando estes comportamentos, selecionou-se uma tempestade supercelularocorrida no norte de Rondônia no dia 25 de janeiro de 1999 para um estudo de caso.Esta tempestade foi captada pelo PR às 1219 UTC. Os dados do PR, mostraram adistribuição horizontal da chuva com diversos núcleos de atividade convectiva dentrode um bloco convectivo. Haviam 7 núcleos distintos bastante ativos e vários outrosem diferentes estágios de ciclo de vida. A característica básica das 7 células madurasfortes presentes nesta tempestade é a uniformidade em termos da pronfundidademáxima alcançada, e a interação existente entre as células, o que não foi observadoquando a convecção era multicelular.

Análise do perfil termodinâmico da sondagem atmosférica das 1146 UTC evidenciamo domínio de uma camada superficial úmida seguida de uma camada de profundainstabilidade. As análises dos índices de estabilidade: ìndice de levantamento (Li),ìndice K (Ki) e energia potencial convectiva disponível (CAPE) e das variáveistermodinâmicas: razão de mistura (r) e da temperatura potencial equivalente (θe),indicam a presença de forte instabilidade e grande probabilidade de ocorrência detempestades tanto para o dia 25 como para um prolongado período subsequente.

A formação e organização das tempestades dependem da umidade, instabilidade,mecanismos desencadeadores e ao cisalhamento do vento. A duração e expansãodas tempestades a partir de sucessivos ciclos de vida de células convectivas estárelacionado com as frentes de rajada. Estes ingredientes básicos que participamda dinâmica de formação e manutenção das tempestades, podem estar vinculadoas condições de grande escala. Contudo, as análises dos campos de divergência demassa e umidade derivados do National Center for Enviroment Predictions/NationalCenter for Atmospheric Research (NCEP/NCAR), não mostraram evidências desuporte dinâmico em grande escala para este caso. Isto sugere que esta tempestadeocorreu devido a presença de forçantes térmicas e ao cisalhamento do vento.

Devido ao limitado número de passagens do TRMM em Rondônia durante oWETAMC–LBA/TRMM, sugere-se utilizar uma série temporal mais longa paracaracterizar o comportamento da atividade convectiva na região, e dados de radarde superfície e pluviógrafos para validar os resultados.

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ÍNDICE

AB, 27, 34

cape, 55ciclo diurno, 68constituição convectiva, 47

multicelular, 47supercelular, 47, 73unicelular, 47

critério de estabilidade, 54estabilidade absoluta, 54estabilidade neutra, 54instabilidade absoluta, 54

critério de intensidade, 45

frente de rajada, 30

HDF, 43

indicek (Ki), 56levantamento (Li), 56

interpolação, 44

lapse rate, 54linha de instabilidade, 32

costeira, 27que propaga, 27

nívelconvecção livre, 74equilíbrio, 74

perfil vertical, 46média meridional, 46média zonal, 46médio, 59

radiosondagem, 73

localidades, 48razão de mistura, 49, 77

sistemas convectivosBOS, 31COS, 31LOS, 31

subregiões, 47, 66

temperatura, 56, 57ponto de orvalho, 57potencial equivalente, 49, 77

tempestadesestágio cumulus, 29estágio de dissipação, 29estágio de maturação, 29

TRMM, 26, 37algoritmo 2A25, 43CERES, 37LIS, 37PR, 37, 40TMI, 37, 39VIRS, 37, 38

VCAT, 27, 34

WETAMC–LBA/TRMMLBA, 26TRMM, 26WETAMC, 26

ZCAS, 27, 35

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