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INSTITUTO DE CONTROLE DO ESPAÇO AÉREO
DIVISÃO DE ENSINO
ARTIGO CIENTÍFICO
ESTUDO OBSERVACIONAL DOS PERFIS
TERMODINÂMICOS DO AEROPORTO DE MANAUS
ASSOCIADOS À OCORRÊNCIA DE TROVOADAS
ATRAVÉS DE ÍNDICES DE ESTABILIDADE
TERMODINÂMICA
Karlos André Câmara Ramalho
NOME DO ALUNO
CLIMATOLOGIA
LINHA DE PESQUISA
MET001/12
Curso e Ano
ARTIGO CIENTÍFICO
ESTUDO OBSERVACIONAL DOS PERFIS
TERMODINÂMICOS DO AEROPORTO DE MANAUS
ASSOCIADOS À OCORRÊNCIA DE TROVOADAS
ATRAVÉS DE ÍNDICES DE ESTABILIDADE
TERMODINÂMICA
TÍTULO
CLIMATOLOGIA
LINHA DE PESQUISA
25/JUNHO/2012
..............................
DATA
MET001/2012
................................................
CURSO
Este documento é o resultado dos trabalhos do aluno do Curso de
Especialização em Meteorologia Aeronáutica do ICEA. Seu conteúdo reflete a
opinião do autor, quando não for citada a fonte da matéria, não representando,
necessariamente, a política ou prática do ICEA e do Comando da Aeronáutica.
RESUMO
O objetivo desse trabalho foi realizar um estudo observacional dos perfis termodinâmicos de Manaus através de índices de instabilidade associados à ocorrência de trovoadas (TS). Verificou-se a aplicabilidade destes índices como parâmetros diagnósticos e prognósticos de convecção através da análise de 4300 sondagens realizadas pela Estação Meteorológica de Altitude do Aeroporto de Manaus (SBMN) e por observações meteorológicas de superfície (METAR) dos aeroportos SBMN e Eduardo Gomes (SBEG). Os índices apontaram períodos de maior e menor instabilidade termodinâmica, sugeriram diferenciação entre as trovoadas associadas à estação chuvosa, seca e de transição. Apresentaram comportamento diferenciado conforme período do ano, situação sinótica, teor de umidade em baixos níveis e lapse rate atmosférico.
Palavras-Chave: Índices de estabilidade. Trovoadas. Convecção.
ABSTRACT
The aim of this study was an observational study of the thermodynamic profiles of Manaus through indices of instability associated with thunderstorms (TS). Verified the applicability of these indices as diagnostic and prognostic parameters of convection through the analysis of 4300 surveys conducted by the Meteorological Station Altitude Airport Manaus (SBMN) and surface weather observations (METAR) and the airports SBMN Eduardo Gomes (SBEG .) The indices indicated periods of greater and lesser thermodynamic instability, suggested differentiation between the thunderstorms associated with the rainy season, dry and transition. Showed skill varies according to time, seasonality, synoptic situation, moisture content at low levels and atmospheric lapse rate.
Keywords: Instability Indices. Thunderstorms. Convection.
INTRODUÇÃO
Esse trabalho tem como objetivo analisar a variabilidade sazonal dos perfis
termodinâmicos da troposfera de Manaus quando da ocorrência de trovoada (TS),
através dos índices de instabilidade. O estudo pretende apontar padrões sazonais
de comportamento da atmosfera associada à ocorrência de TS e caracterizar
preliminarmente as tempestades associadas a esses padrões. Pretende-se
investigar também o comportamento dos índices como ferramenta objetiva de
previsão, através de tabelas de contingência (TC). Os índices escolhidos foram a
inibição a convecção (CINE), por Houze (1993); a energia disponível para
convecção (CAPE) por Houze (1993); o índice Totals Totals (TT) por Miller (
1972); o índice Showalter (IS) por Showalter (1947); o índice K (GEORGE, 1960)
e número de Richardson volumétrico (NRV) por Weisman e Klemp (1982),
Stensrud et. al.(1997).
Esse estudo se justifica em função da necessidade de estudos que
detalhem melhor os mecanismos de controle das trovoadas da região onde o
ambiente convectivo é complexo e não comparado a qualquer outro sistema
clássico conhecido (WILLIAMS et al., 2002). Esse levantamento é, assim, um
ponto de partida para o desenvolvimento de uma estratégia operacional de
previsão de curto prazo que utilize os parâmetros termodinâmicos como
ferramenta objetiva de apoio a decisão no prognóstico de ocorrência de TS em
Manaus.
Existem alguns estudos de ajuste de índices de instabilidade para as
regiões Sul e Sudeste do país (BENETI e SILVA DIAS, 1986; FOGACCIA e
PEREIRA FILHO, 2002; LIMA, 2005) No geral, os trabalhos tem apontado a
importância e a utilidade dos índices nas técnicas de previsão. A inexistência de
trabalhos dessa natureza na Região de Manaus justifica esse estudo.
Antes de se falar propriamente sobre os índices, é pertinente caracterizar,
resumidamente, as condições climáticas da Amazônia Central. Segundo o
Instituto Nacional de Meteorologia (INMET), a região possui basicamente duas
estações (Figura 1), uma chuvosa no quadrimestre JFMA, uma seca,
quadrimestre JASO.
3
A estação chuvosa parece estar relacionada com período de maior
convecção na região, que coincide com maior atuação da Zona de Convergência
Intertropical (ZCIT; MARENGO E HASTENRATH, 1993). A ZCIT atua como
forçante de grande escala transportando ar úmido proveniente do oceano através
dos ventos alísios. Nessa estação, as trovoadas ocorrem com menor CAPE,
correntes ascendentes mais fracas e menor atividade elétrica (WILLIAMS et al.,
2002).
A estação seca está relacionada à desintensificação dos alísios e maior
atuação da Alta Pressão Semipermanente do Atlântico Sul, que atua como
forçante dinâmica de grande escala, inibindo a formação de nebulosidade e
precipitação (MOTA E NOBRE, 2006). É um período de maior incursão de frentes
frias conforme concluiu Tavares (2008) e Reboita et al. (2010) apud Fisch (1995)
que verificou a ocorrência de 6 a 7 eventos de friagem na bacia Amazônica no
período de abril a setembro. Trabalhos observacionais de Fu et al. (1998) e
Williams e Rennó (1993) mostraram a importância da CINE na modulação da
convecção na região durante esse período.
Fig. 1- Precipitação Normal Mensal (mm) em Manaus, período de 1961 a 1990. Fonte: INSTITUTO.
Segundo David et al.(2009) o entendimento da convecção na região requer
a compreensão do papel do aquecimento à superfície, dos fluxos de umidade, das
correntes convectivas ascendentes e descendentes na Camada Limite Planetária
(CLP).
Os sistemas convectivos de mesoescala (SCM) da região tropical não são
modulados por sistemas sinóticos, como os extratropicais (REBOITA et al.,2010,
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300
400
J F M A M J J A S O N D
Gráfico das normais climatológicas
Manaus-1961 a 1990-…
4
Apud SALIO et al, 2007). As trovoadas ocorrem principalmente devido a
aquecimento radiativo que promove convergência e convecção. Os SCM
tipicamente tropicais possuem grande capacidade de precipitação e não tem
necessariamente correntes ascendentes, descendentes intensas típicas de
ambientes severos extratropicais. Nascimento (2005) propõe uma discussão
sobre severidade no contexto brasileiro. Assim, classicamente severidade está
relacionada à maior instabilidade baroclínica, cisalhamento do vento e secamento
em níveis médios (NASCIMENTO, 2005; DIAS, 2000). Esses autores utilizam à
classificação clássica americana, que associa severidade à ocorrência de ventos
intensos, não necessariamente, à quantidade de precipitação. Segundo Dias
(2000), grande cisalhamento vertical indica baixa eficiência de precipitação (razão
entre a precipitação observada e a convergência de umidade em baixos níveis) e
tendência a tempestades severas.
Os índices de instabilidade são uma alternativa para se estimar os fatores
que sazonalmente influenciam ou controlam a convecção.
1. DADOS E METODOLOGIA
1.1 Dados
Os índices de instabilidade, período de 2003 a 2011 abrangendo 4300
sondagens, foram obtidos através do sítio da Universidade de Wyoming
(<http://weather.uwyo.edu/upperair/sounding.html>). As condições meteorológicas
de superfície (METAR), período de 2003 a 2011, de SBMN e SBEG obtidos da
Rede de Meteorologia do Comando da Aeronáutica (REDEMET).
<www.redemet.aer.mil.br>.
1.2 Métodos
1.2.1 Tratamento dos dados
Através de um Sistema de Gerenciamento de Banco de Dados (SGBD) foi
realizado um cruzamento entre os índices e dados observados nos aeroportos de
5
SBEG e SBMN, distantes 25 km, gerando relacionamento entre os parâmetros
termodinâmicos e as ocorrências de TS.
Para a sondagem das 00:00 UTC, foi considerada existência de TS quando
estas ocorreram da 01:00:00 UTC às 12:00 UTC do mesmo dia.
Para a sondagem das 12:00 UTC foi considerada existência de TS quando
estas ocorreram das 13:00:00 UTC às 24:00:00 UTC do mesmos dia.
1.2.2 Os índices
A umidade em níveis baixos foi estimada pela depressão do ponto de
orvalho de 850 hPa (DEP 850), (T850-TD850), obtida por:
Vertical totals - Cross totals= (T850-T500) - (TD850-T500) =T850-TD850 (1)
O índice K foi obtido através de:
K= T850-T500+Td850-(T-Td)700, (2)
onde T850 e T500 são as temperaturas do ar em 850 e 500 hPa, respectivamente.
(T-Td)700 é a depressão do ponto de orvalho no nível de 700 hPa. A Tabela 1
mostra os valores de referência para o índice no Hemisfério Norte proposta por
George (1960).
Tabela 1: Valores de referência para o índice K.
20-25 CB’s isolados
25-30 CB’s muito isolados
30-35 CB’s esparsos
>35 CB’s numerosos
Fonte: George,1960.
O índice S foi obtido levantando-se a parcela de ar até alcançar o nível de
condensação por levantamento e, a partir desse nível, por uma adiabática
saturada até 500 hPa, obtendo-se a temperatura da parcela nesse nível:
6
S=T500-T’500, (3)
onde T500 é a temperatura do ambiente e T’500 a temperatura da parcela.
O índice TT estima a instabilidade através umidade em baixos níveis
(Td850) e do lapse rate de níveis médios (T850-2xT500). Difere do K, principalmente
por não considerar umidade em médios níveis (T-Td)700, é obtido através de:
TT= Td850+ T850-2xT500, (4)
A Tabela 2 mostra os valores de referência para o índice:
Tabela 2- Valores de referência para o índice TT.
40-45 Trovoadas moderadas isoladas
46-47 Aumentando as trovoadas moderados/poucas trovoadas fortes
48-49 Aumentando as trovoadas moderadas / poucas trovoadas fortes/ trovoadas severas
50-51 Aumentando as trovoadas fortes / poucas trovoadas severas / tornados isolados
Fonte: Miller, 1972.
A CAPE é representada pelo espaço em um diagrama skew-T log p (Figura
2) delimitado pela temperatura ambiente e pelo perfil úmido adiabático, correndo a
partir do nível de condensação livre (NCL).
A área positiva no diagrama representa a quantidade de energia
disponível, ou seja, quanto maior for à área positiva, maior o valor de CAPE. A
energia é medida em unidades de joules por quilograma (J / Kg), é obtida por:
CAPE =g∫ ( ) ( )
( )
, (5)
onde g é a aceleração da gravidade; NCL, o nível de convecção livre ; NE, o nível
de equilíbrio, ( ), a temperatura potencial virtual da parcela, ( ) a
temperatura potencial virtual do ambiente.
7
Fig. 2- Cálculo gráfico da CAPE e CINE. Fonte: Nascimento, 2005.
A Tabela 3 mostra os valores de referência para o índice. Nascimento
(2005) mostra a possibilidade de associá-lo ao LR para se estimar melhor a
instabilidade. Uma CAPE mais “larga” estaria associada a maior instabilidade. A
CAPE apresenta um ciclo diurno bem definido (MOTA e NOBRE, 2006) possui
máximos entre 14h00min e 17h00min local. As tempestades consumem CAPE
reestabelecendo o equilíbrio da atmosfera. Valores de aproximadamente
1000J/kg são suficientes para manter a circulação convectiva (RENNÓ e
INGERSOLL, 1996). Estes destacam também que valores altos de CAPE não
estão associados, necessariamente, a convecção. A CAPE é uma condição
necessária e não suficiente para o disparo desta. Willians e Rennó (1993)
apontam a inibição convectiva (CINE) como uma das justificativas para não
ocorrência de convecção com altos valores de CAPE.
8
5
Tabela 3- Valores de referência para o índice CAPE.
0 a 1000 Marginalmente instável
1000 a 2500 Moderadamente instável
2500 a 4000 Acentuadamente instável
>4000 Extremamente instável
Fonte: Houze, 1993.
A CINE representa a quantidade de energia necessária para se elevar uma
parcela de ar da superfície até O NCL (HOUSE, 1993). É uma barreira ao disparo
da convecção, pois quanto maior seu valor, maior será a energia desprendida pra
o levantamento da parcela.
Valores habituais da CINE estão entre 0 e 50 J/Kg, valores acima 100 Jkg-1
são considerados altos (NASCIMENTO, 2005). Dias (2000) considera que valores
acima de 20 J/Kg já apresentam alguma inibição.
O Índice NRV ressalta a presença de cisalhamento do vento em ambientes
sinóticos ou de mesoescala. É dado por:
NRV= 0.5 (u2 +v2) [m2 s-2], (6)
onde u e v são, respectivamente, as componentes zonais e meridionais do vetor
diferença entre o vento médio nos primeiros 6000m (ponderado pela densidade
do ar) e vento médio nos primeiros 500m acima do solo. Valores moderados de
NRV (40 m2 s-2 a 100 m2 s-2), com CAPE, estão associados a ambientes com
potencial de tempestades severas (NASCIMENTO, 2005).
1.2.3 Avaliação do comportamento dos índices como preditores
O comportamento dos índices no prognóstico de ocorrência do evento foi
testado através de Tabelas de contingência (TC), Wilks (2006).
9
Tabela 4- Tabela de contingência.
PREVISÃO DE
OCORRÊNCIA
PREVISÃO DE NÃO
OCORRÊNCIA
TOTAL
OCORRÊNCIA a c a+c
N OCORRÊNCIA b d b+d
a+b c+d a+b+c+d
Fonte: Wilks, 2006
Da tabela de contingência, retiraram-se os parâmetros:
Taxa de acerto (H): Porcentagem de previsões corretas (considerando
eventos previstos e ocorridos, e não previstos e não ocorridos). Para H=100, a
previsão foi absolutamente correta. Esse índice calcula a proporção de previsões
corretas (a + d) sobre o total de previsões feitas;
H =( )
( ) )x100, (7)
Previsão de ocorrência (PO): Porcentagem do total de eventos em que
ocorreu um evento e foi corretamente previsto pelo método.
PO = ( )
( ) x100, (8)
Previsão de não ocorrência (PNO): Porcentagem do total de eventos em
que não ocorreu um evento e foi corretamente previsto pelo método.
PNO = ( )
( ) x100, (9)
Razão de alarme falso (RAF): Porcentagem de não ocorrência de eventos
previstos, comparado ao número total de previsões (eventos previstos e
ocorridos, e previstos, porém não ocorridos). É obtido através de:
RAF =
x100, (10)
10
Skill Score (SS): razão da diferença entre os acertos na previsão e o
número esperado de acertos e a diferença entre o numero de dias observados e o
número de dias com previsão de acertos. O SS está relacionado á eficiência da
previsão, neste caso é a relação entre o esperado pela climatologia e a previsão
através dos índices. Valores positivos significam ganhos em relação à
climatologia e negativos, perdas.
SS=
(11):
F=a+d
T=a+b+c+d
D=(( )( )) (( )( ))
De posse do detalhamento do comportamento sazonal dos índices,
através de gráficos e associações entre foram feitas as análises e conclusões.
2 ANÁLISE DOS DADOS
2.1 Variabilidade sazonal das trovoadas
De acordo com a figura 3, a distribuição mensal das trovoadas segue a
tendência geral da distribuição da precipitação. Na estação chuvosa, ocorrem os
máximos de trovoadas noturnas (entre 01:00 UTC e 12:00 UTC) e diurnas (entre
13:00 UTC e 24:00 UTC). Durante o dia, fatores termodinâmicos locais se
combinam com a circulação de grande escala favorável à convecção, ZCIT,
gerando máximos de ocorrência do fenômeno.
No período seco há maior distribuição de TS entre os períodos noturnos e
diurnos, uma indicação de que as trovoadas essencialmente termodinâmicas
ocorrem em menor proporção.
Na transição do período seco para o chuvoso, a quantidade de trovoadas
volta a aumentar, com uma predominância maior das trovoadas diurnas em
relação ao período chuvoso.
11
Fig. 3 - Variabilidade mensal de TS em SBMN ou SBEG.. Fonte: Autor.
2.2 Variabilidade mensal da CAPE e da CINE
Observa-se que na estação chuvosa, principalmente durante o mês de
março (Figura 4), mesmo com alguma CINE, não há necessidade de valores
elevados de CAPE para se iniciar a convecção. A convergência de umidade em
baixos níveis, devido a forçante sinótica, ZCIT, parece diminuir os efeitos da
CINE, conforme David et al.(2009). A importância da umidade no disparo
convectivo é confirmada, principalmente no mês de julho, quando o secamento
em baixos níveis associado a alguma CINE parece ser determinante para a não
ocorrência de TS devida, exclusivamente, ao fator termodinâmico. A maior
distribuição de trovoadas entre os períodos noturnos e diurnos é uma evidência
de que as trovoadas ocorram em maior proporção devido a fatores dinâmicos
como frentes frias que chegam à região em maior frequência nesse período..
Mota e Nobre (2006) verificaram que em julho somente valores acima de
4000J/kg são suficientes para quebrar a barreira da CINE na ausência de uma
forçante dinâmica, como frentes frias.
A frequência maior de valores extremos da CINE parece ter relação com
ocorrência de trovoadas com CAPE maior na transição da estação seca para
chuvosa (Figura 4), trimestre SON. Os resultados estão de acordo com Mota e
Nobre (2006); David et al.(2009) e . Willians e Rennó (1993).
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Meses
Variabilidade mensal de TS
TS DIURNA TS NOTURNA
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Fig. 4 - Variabilidade mensal de CINE, CAPE, em (J/Kg), de TS e DEP850 em,
o C, em SBMN.
Fonte: Autor.
No geral observou-se que as trovoadas ocorrem com faixas variadas da
CAPE, principalmente às diurnas, quando valores reduzidos da CAPE, medidos
na sondagem das 12:00 UTC podem evoluir rapidamente, numa situação de
poucas nuvens, para valores elevados no final da tarde. A influência de sistemas
dinâmicos também tende a diminuir os patamares da CAPE. O seu uso parece
ser mais adequado na estação seca e transição para chuvosa quando valores
acima da média de inibição só são superados com valores altos da CAPE, na
ausência de outras forçantes.
2.3 Comportamento do índice K
Observando a Figura 5, percebe-se que os valores do K permanecem
elevados durante, praticamente, todo o ano, inclusive nos casos de não
ocorrências do evento, o que dificulta o seu ajuste à região e a previsibilidade de
TS. Isso se dá, possivelmente, devido a sua sensibilidade a umidade
(Nascimento, 2005), que evidente ao compara-se valores de K com os de
umidade relativa em baixos níveis (DEP850<=3).
Esses valores sugerem forte relação entre o teor de umidade e ocorrência
de TS, principalmente no trimestre FMA. Mota e Nobre (2006) afirmam que a
quantidade de umidade presente na atmosfera amazônica tem variações bastante
acentuadas e podem determinar uma região com forte atividade convectiva ou
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0<=
1
Nú
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rov
oad
as
Variabilidade sazonal da CAPE, CINE E DEP850
TS DIURNA TS NOTURNA
CAPE>3000 COM TS CINE>80 COM TS
DEP850<=1 COM TS
13
com pouca ou nenhuma nebulosidade cúmulos. Percebe-se que no trimestre NDJ,
principalmente à 00:00 UTC do mês de janeiro, um aumento nas não ocorrências
com valores >36 do índice K em função de uma diminuição de umidade em baixos
níveis.
Fig. 5 - Variabilidade mensal do índice K, (a) à 00:00 UTC , (b) às 1200 UTC Fonte: Autor.
A Figura 6 mostra os parâmetros retirados da TC para K >35 e 36, às 12:00
UTC e 00:00UTC, respectivamente. Observa-se que há ganhos em relação a
climatologia na estação chuvosa com melhorias em até 20% (SS=0,20), esses
ganhos estão relacionados a uma maior detecção de TS.
Não obstante as taxas de acerto serem baixas, um pouco acima de 50%
(Fig. 6 b), em média. O mês de agosto apresenta H um pouco acima de 60%, mas
com perdas em relação à previsão climatológica, baixa detecção, cerca de 20%.
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Nú
mero
de
tro
vo
ad
as
Meses
a) Variabilidade sazonal de K , e DEP850 (00Z)
K>36 COM TS K>36 SEM TS
DEP850<=3
0102030405060708090
100
1 2 3 4 5 6 7 8 9 10 11 12Nú
mero
de
tro
vo
ad
as
Meses
b) Variabilidade sazonal de IK , e DEP850 (12Z)
K>35 COM TS K>35 SEM TS
DEP850 <=3
14
H PO SS
Fig. 6 - Parâmetros retirados da Tabela de contingência, (a) para K>36, à 00:00 UTC , (b) para K>35, às 12:00 UTC.. Fonte: Autor.
O índice usado isoladamente fornece taxas de acerto aquém do esperado ,
principalmente na estação seca. Deve ser utilizado na estação chuvosa para se
estimar a instabilidade devida á convergência de umidade. Uma associação com
S permite estimar melhor a instabilidade devida ao lapse rate. Uma associação
com o TT permite detalhar melhor a instabilidade (DIAS, 2000), devido a
sensibilidade do K a umidade em 700 hPa. Um TT alto com um K baixo pode
indicar secamento em médios níveis, condição associada à severidade.
2.4 Comportamento do índice S
O S sugere uma atmosfera ligeiramente mais instável na segunda metade
do ano, a 00:00 UTC, Figura 7 (a). Observa-se que há um aumento significativo
das não ocorrências para valores de S<-1, à 00Z, na transição da estação seca
para chuvosa, confirmando uma maior instabilidade nessa estação e talvez a
necessidade de uso de um limiar mais restritivo.
Parâmetros retirados da tabela de contingência para S menor que -1 e 0, a
00:00 UTC e 12:00 UTC, respectivamente (Figura 8) mostram resultados
melhores que o K. As taxas de acerto superam os 60% (Figura 8 a) com ganhos
em relação ao esperado pela previsão climatológica.
-50%
0%
50%
100%
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(a) TC para IK>36 (00Z)
-100%
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0%
50%
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J F M A M J J A S O N D
(b) TC para o IK>35 (12Z)
15
Fig. 7- Variabilidade mensal do índice S, (a) para S <-1, à 00:00 UTC, (b) pra S<0, às 12:00 Fonte: Autor.
(a) (b)
H PO SS
Fig. 8 - Parâmetros retirados da tabela de contingência, (a) para o S<-1, à 00:00 UTC, (b) para S<0, às 12:00 UTC. Fonte: Autor.
O índice deve ser utilizado principalmente, às 12:00 UTC, e em associação com o K conforme dito anteriormente.
2.5 Comportamento do índice TT
Destaca-se o comportamento do índice quando da ocorrência de TS, no
período agosto a novembro da 00:00 UTC, sobretudo o mês de setembro (Figura
9a e b). Neste mês, as trovoadas ocorrem com 70% dos valores acima de 46,
enquanto as não ocorrências se dão com mais de 70% com valores abaixo de 46.
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ad
as
Meses do ano 2003 a 2011
(a) Variabilidade sazonal de índice S e DEP850 (00Z)
S<-1 S<-1 DEP850
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120
1 2 3 4 5 6 7 8 9 10 11 12Nú
mero
de
tro
vo
ad
as
Meses
(b) Variabilidade sazonal do índice S e DEP850 (12Z)
S<0 S<0 DEP850
-20%
0%
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40%
60%
80%
J F M A M J J A S O N D
TC para o IS<-1 (00Z)
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30%
40%
50%
60%
70%
80%
J F M A M J J A S O N D
TC para o IS<0 (12Z)
16
O mesmo não se observa para as 12:00 UTC, verifica-se comportamento
semelhante para ocorrência ou não do evento o que indica uma menor
previsibilidade para esse horário.
Observa-se também, que os valores de TT maiores que 46, quando da
ocorrência de TS, ocorrem com maior frequência a partir de maio (Figura 9a).
Neste período, uma flutuabilidade maior da parcela parece ser preponderante
para o disparo convectivo sugerindo uma atmosfera mais instável possivelmente
devido a maior aqucimento radiativo nesse período.
TT<=46 TT>46
Fig. 9 - Variabiliade mensal de TT para valores > 46 e < 46, (a) para ocorrência de TS, À 00:00 UTC, (b) para não ocorrência de TS, às 12:00 UTC, (c) para ocorrência de TS,às 12:00 UTC, (d) para não ocorrência de TS, às 12:00 UTC. Fonte: Autor.
É na transição da estação seca para chuvosa que se observa uma maior
destreza do índice (Figura 10). Observa-se que a detecção de trovoadas chega a
quase 80% (Fig. 10b), às 12:00 UTC, no mês de agosto com taxas de acerto
0%
20%
40%
60%
80%
100%
J F M A M J J A S O N D
% C
aso
s
a) Ocorrência de trovoadas (00Z)
0%
20%
40%
60%
80%
100%
J F M A M J J A S O N D
% C
aso
s
b) Não ocorrências de trovoadas (00Z)
0%
10%
20%
30%
40%
50%
60%
70%
80%
90%
J F M A M J J A S O N D
% C
aso
s
c) Ocorrência de trovoadas (12Z)
0%
20%
40%
60%
80%
100%
J F M A M J J A S O N D
% C
aso
s
d) Não ocorrências de trovoadas (12Z)
17
similares ao primeiro semestre. Há ganhos maiores em relação ao esperado pela
climatologia (SS chegando a 20%) de agosto a dezembro.
Uma associação com a CAPE parece ser uma alternativa para se
identificar ambientes convectivos mais severos. Essa associação vai determinar o
a proporção de “alargamento” da CAPE (Nascimento, 2005) e estimar melhor o
grau de instabilidade da parcela.
(a ) (b)
H PO SS
Fig. 10- Parâmetros retirados da tabela de contingência para TT>45 e TT>44, (a) H, PO e SS para TT> 45, à 00:00 UTC (b) H, PO e SS para TT>44, às 12:00 UTC.. Fonte: Autor.
2.6 Comportamento do índice NRV
Comparando-se os casos de ocorrência e não ocorrência de TS na figura
11, figuras a e b e c e d percebe-se que há uma tendência das trovoadas estarem
associadas a maior cisalhamento do vento nos meses de agosto e setembro, uma
condição para severidade.
-40%
-20%
0%
20%
40%
60%
80%
100%
J F M A M J J A S O N D
TC para TT>45 (00Z)
0%
20%
40%
60%
80%
100%
J F M A M J J A S O N D
TC para TT>44 (12Z)
18
NRV<=20 NRV>20
Fig. 11- - Variabiliade mensal de NRV para valores > 20 e < =20, (a) para ocorrência de TS, À 00:00 UTC, (b) para não ocorrência de TS, às 12:00 UTC, (c) para ocorrência de TS,às 12:00 UTC, (d) para não ocorrência de TS, às 12:00 UTC. Fonte: Autor.
2.7 Associação entre os índices e características da atmosfera e trovoadas.
Na estação chuvosa (JFMA), Figura 12:
Os índices sugerem uma atmosfera relativamente mais úmida (maior
frequência de K>36 e DEP850<=3). Há um menor cisalhamento do vento e menor
inibição a convecção (menor frequência de TT>46 e CINE>40J/Kg). Os valores se
justificam em função de maior atuação da ZCIT, forçante de escala maior,
responsável pela manutenção da convecção, através do aporte de umidade
oceânica. É um período de menor incursão de massas “polares” onde predomina
a massa de ar equatorial quente e úmida. Apesar de os sistemas oriundos do sul
organizarem a convecção e induzirem instabilidade à região, criando zonas de
convergência de umidade que se estendem ao Sudeste do Brasil (MOLION).
As trovoadas desse período tendem a possuir correntes ascendentes
descendentes menos intensas e serem relativamente mais precipitantes. Ocorrem
em ambiente relativamente menos instável e sofrem controle da circulação de
0%
20%
40%
60%
80%
100%
J F M A M J J A S O N D
% C
aso
s
(a) Ocorrência de trovoadas (00Z)
0%
20%
40%
60%
80%
100%
J F M A M J J A S O N D
% C
aso
s
(b) Não ocorrências de trovoadas (00Z)
0%
20%
40%
60%
80%
100%
J F M A M J J A S O N D
% C
aso
s
(c) Ocorrência de trovoadas (12Z)
0%
20%
40%
60%
80%
100%
J F M A M J J A S O N D
% C
aso
s
(d) Não ocorrências de trovoadas (12Z)
19
grande escala (ZCIT) e, por vezes, de sistemas frontais que induzem instabilidade
à região. A circulação de grande escala em combinação com fatores
termodinâmicos locais concentra as trovoadas durante o dia, embora exista uma
parcela significativa durante a noite.
. O trimestre junho-julho-agosto é caracterizado por baixos valores de K e
umidade relativa (menores frequências de K maior que 35 e P0850 – DEP850<=1),
além de máximos de inibição à convecção. Esses valores justificam uma menor
ocorrência de trovoadas nesse período e uma maior distribuição das trovoadas
nos períodos diurnos e noturnos, já que a inibição e a diminuição na umidade
limitam a ocorrência das trovoadas essencialmente termodinâmicas. Forçantes
dinâmicas, como frentes frias, passam a ter um controle maior nas trovoadas.
Fig. 12 - Comparativo entre os índices para ocorrência de TS.. Fonte: Autor.
Durante a transição da estação seca para a estação chuvosa, percebem-se
maiores valores de cisalhamento do vento (NRV>20) e instabilidade. A pouca
nebulosidade contribui para maior aquecimento radiativo, instabilizando a
atmosfera com maior rapidez. Além disso, um aumento na frequência de sistemas
frontais chegando a região nesse período (Tavares, 2009) pode contribuir para
um aumento na instabilidade.
0
10
20
30
40
50
60
70
80
0
20
40
60
80
100
120
140
160
J F M A M J J A S O N D
Qu
anti
dad
e d
e o
corr
ên
cias
co
m C
AP
E>3
00
0
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80
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50
<=1
e T
T>4
7.
Nú
mero
de T
S d
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as e
no
turn
as
Comparativo entre os índices para ocorrência de TS
TS DIURNA TS NOTURNA CAPE>3000 COM TS
NRV>20 CINE>80 COM TS DEP850<=1 COM TS
TT>47
20
Esse comportamento adquire máxima representatividade no trimestre
ASO, quando os valores de flutuabilidade da parcela e cisalhamento do vento
atingem seus valores máximos. É o mês em que os índices TT e S possuem
maior destreza (Figura 8 e10, respectivamente), principalmente a 00:00 UTC.
CONCLUSÃO
Esse trabalho se propôs a fazer um estudo observacional dos perfis
termodinâmicos da atmosfera SBMN associada à ocorrência de TS, através de
índices de instabilidade, identificando comportamentos e tendências associadas à
ocorrência de TS. Além disso, os índices foram avaliados quanto ao seu emprego
para o diagnóstico das condições atmosféricas pré convectivas e prognóstico de
TS. Verificou-se que os índices são uma ferramenta fundamental para diagnóstico
atmosférico. Indicaram, de forma satisfatória, os períodos de maior convecção, de
maior instabilidade associada á umidade, aquecimento radiativo, cisalhamento do
vento.
O trabalho verificou também à dificuldade de se ajustar os limiares originais
dos parâmetros termodinâmicos à região tropical devido às ocorrências se darem
com valores dispersos e as não ocorrências com valores altos. Isso se justifica em
função da pontualidade da previsão e da variabilidade e complexibilidade dos
sistemas que atuam na região. Além disso, verificou-se também que os índices
tem comportamento diferenciado conforme o horário, a época, o período, o
sistema sinótico atuante.
Esse trabalho cumpriu seu objetivo na medida em que fez mapeamento
das características atmosféricas da área em estudo, apontando limitações e
tendências importantes dos índices. É um referencial para estudos mais
detalhados na região e confirma, sobretudo, que os índices são apenas uma
ferramenta de apoio á decisão e que sua aplicabilidade depende de um ajuste ao
horário, época do ano, à região e, sobretudo as condições sinóticas
predominantes. O julgamento de previsor que decidirá sobre o seu uso conforme
a observação da evolução da atmosfera.
21
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