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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

ESTUDO OBSERVACIONAL DOS PERFIS TERMODINÂMICOS DO ... · RESUMO O objetivo desse trabalho foi realizar um estudo observacional dos perfis termodinâmicos de Manaus através de índices

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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

Page 2: ESTUDO OBSERVACIONAL DOS PERFIS TERMODINÂMICOS DO ... · RESUMO O objetivo desse trabalho foi realizar um estudo observacional dos perfis termodinâmicos de Manaus através de índices

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.

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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.

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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

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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,

0

100

200

300

400

J F M A M J J A S O N D

Gráfico das normais climatológicas

Manaus-1961 a 1990-…

4

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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

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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:

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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.

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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

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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).

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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

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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

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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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20

40

60

80

100

120

140

160

J F M A M J J A S O N D

mero

de t

rov

oad

as

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

0

10

20

30

40

50

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0

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J F M A M J J A S O N D Qu

anti

dad

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e o

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cias

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C

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E>3

00

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0 e

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1

mero

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rov

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as

Variabilidade sazonal da CAPE, CINE E DEP850

TS DIURNA TS NOTURNA

CAPE>3000 COM TS CINE>80 COM TS

DEP850<=1 COM TS

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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%.

0

10

20

30

40

50

60

70

80

90

1 2 3 4 5 6 7 8 9 10 11 12

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

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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%

J F M A M J J A S O N D

(a) TC para IK>36 (00Z)

-100%

-50%

0%

50%

100%

J F M A M J J A S O N D

(b) TC para o IK>35 (12Z)

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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.

0

20

40

60

80

100

1 2 3 4 5 6 7 8 9 10 11 12Nú

mero

de

tro

vo

ad

as

Meses do ano 2003 a 2011

(a) Variabilidade sazonal de índice S e DEP850 (00Z)

S<-1 S<-1 DEP850

0

20

40

60

80

100

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%

20%

40%

60%

80%

J F M A M J J A S O N D

TC para o IS<-1 (00Z)

0%

10%

20%

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

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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)

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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)

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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)

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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

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E>3

00

0

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0, C

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T>4

7.

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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

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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.

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