ARTIGO CIENTÍFICO DIVISÃO DE ENSINO. Karlos André Câmara Ramalho NOME DO ALUNO CLIMATOLOGIA LINHA DE PESQUISA. MET001/12 Curso e Ano

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1 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

2 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/ DATA MET001/ 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.

3 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.

4 INTRODUÇÃO 3 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.

5 4 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. 400 Gráfico das normais climatológicas Manaus-1961 a Fig. 1- Precipitação Normal Mensal (mm) em Manaus, período de 1961 a 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,

6 5 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 (< 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). < 1.2 Métodos 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

7 6 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 Os índices A umidade em níveis baixos foi estimada pela depressão do ponto de orvalho de 850 hpa (DEP 850 ), (T 850 -TD 850 ), obtida por: Vertical totals - Cross totals= (T 850 -T 500 ) - (TD 850 -T 500 ) =T 850 -TD 850 (1) O índice K foi obtido através de: K= T 850 -T 500 +Td 850 -(T-Td) 700, (2) onde T 850 e T 500 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 CB s isolados CB s muito isolados 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:

8 7 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 (Td 850 ) e do lapse rate de níveis médios (T 850-2xT 500 ). Difere do K, principalmente por não considerar umidade em médios níveis (T-Td) 700, é obtido através de: TT= Td T 850-2xT 500, (4) A Tabela 2 mostra os valores de referência para o índice: Tabela 2- Valores de referência para o índice TT Trovoadas moderadas isoladas Aumentando as trovoadas moderados/poucas trovoadas fortes Aumentando as trovoadas moderadas / poucas trovoadas fortes/ trovoadas severas Aumentando as trovoadas fortes / poucas trovoadas severas / tornados isolados Fonte: Miller, 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.

9 8 5 Fig. 2- Cálculo gráfico da CAPE e CINE. Fonte: Nascimento, 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.

10 9 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, 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 (u 2 +v 2 ) [m 2 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 m 2 s -2 a 100 m 2 s -2 ), com CAPE, estão associados a ambientes com potencial de tempestades severas (NASCIMENTO, 2005) 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).

11 10 Tabela 4- Tabela de contingência. PREVISÃO DE PREVISÃO DE NÃO TOTAL OCORRÊNCIA OCORRÊNCIA 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)

12 11 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.

13 Número de trovoadas Variabilidade mensal de TS Meses TS DIURNA TS NOTURNA 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).

14 Número de trovoadas Quantidade de ocorrências de CAPE>3000, CINE>80 e DEP850<= Variabilidade sazonal da CAPE, CINE E DEP 850 TS DIURNA TS NOTURNA CAPE>3000 COM TS CINE>80 COM TS DEP850<=1 COM TS 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 (DEP 850 <=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

15 Número de trovoadas Número de trovoadas 14 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 a) Variabilidade sazonal de K, e DEP850 (00Z) Meses K>36 COM TS K>36 SEM TS DEP850<=3 b) Variabilidade sazonal de IK, e DEP850 (12Z) Meses K>35 COM TS K>35 SEM TS DEP850 <=3 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 2 (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 5 (Fig. 6 b), em média. O mês de agosto apresenta H um pouco acima de 6, mas com perdas em relação à previsão climatológica, baixa detecção, cerca de 2.

16 15 10 (a) TC para IK>36 (00Z) 10 (b) TC para o IK>35 (12Z) 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 6 (Figura 8 a) com ganhos em relação ao esperado pela previsão climatológica.

17 Número de trovoadas Número de trovoadas 16 (a) Variabilidade sazonal de índice S e DEP850 (00Z) Meses do ano 2003 a 2011 S<-1 S<-1 DEP (b) Variabilidade sazonal do índice S e DEP850 (12Z) Meses S<0 S<0 DEP850 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) TC para o IS<-1 (00Z) TC para o IS<0 (12Z) 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 7 dos valores acima de 46, enquanto as não ocorrências se dão com mais de 7 com valores abaixo de 46.

18 % Casos % Casos % Casos % Casos 17 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 a) Ocorrência de trovoadas (00Z) b) Não ocorrências de trovoadas (00Z) c) Ocorrência de trovoadas (12Z) d) Não ocorrências de trovoadas (12Z) 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 8 (Fig. 10b), às 12:00 UTC, no mês de agosto com taxas de acerto

19 18 similares ao primeiro semestre. Há ganhos maiores em relação ao esperado pela climatologia (SS chegando a 2) 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) TC para TT>45 (00Z) TC para TT>44 (12Z) 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.

20 % Casos % Casos % Casos % Casos 19 (a) Ocorrência de trovoadas (00Z) (b) Não ocorrências de trovoadas (00Z) (c) Ocorrência de trovoadas (12Z) 10 8 (d) Não ocorrências de trovoadas (12Z) NRV<=20 NRV>20 Fig 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

21 Número de TS diurnas e noturnas Quantidade de ocorrências com CAPE>3000 NRV>20, CINE>80, DEP850<=1 e TT> 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 P0 850 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 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 Fig 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.

22 21 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.

23 REFERÊNCIAS BIBLIOGRÁFICAS 22 SILVA DIAS, M. A.; Índices de Instabilidade para Previsão de Tempestades severas. Departamento de Ciências Atmosféricas Instituto Astronômico e Geofísico Universidade de São Paulo. Março de BENETI, C. A.; SILVA DIAS, M. A. Análise da performance de índices de instabilidade como previsores de tempestades na região de São Paulo. In: Anais do IV Congresso Brasileiro de Meteorologia, Brasília/DF, Soc. Bras. Meteorologia, v.2, p , BRASIL. Ministério da Aeronáutica. Diretoria de Rotas Aéreas. Manual de análise do diagrama Skew-T, Log P. MMA 105-7, Rio de Janeiro, 112 p., 2 julho, DAVID K. A., SOUZA E. P., COSTA A.A, convecção úmida na amazônia: implicações para modelagem numérica in: Revista Brasileira de Meteorologia, v.24, n.2, , 2009 ESCOBAR, GUSTAVO,C.J. Meteorologia Sinótica Prática Aplicada à Previsão do Tempo. Rio de Janeiro, Lima, Daniele, R.O. Diagnóstico de Chuvas e 22.JUN.2010 METEOROLOGIA MET001 - ICEA 38 Previsão Meteorológica para a Bacia Hidrográfica do Rio Manso, Dissertação de Mestrado, COPPE-UFRJ. Rio de Janeiro, FU, R.; ZHU, B. e DICINSON, R. E. How Do Atmosphere and Land Surface Influence Seasonal Changes of Convection in the Tropical Amazon, Journal of Climate, v.12, p , FOGACCIA, C. V. C.; PEREIRA FILHO, A. J. Turbulência e cisalhamento do vento na área do Aeroporto Internacional de São Paulo/Guarulhos. In: Anais do XII Congresso Brasileiro de Meteorologia, Foz do Iguaçu/PR, Soc. Bras. Meteorologia, em mídia digital, George, J. J., 1960: Weather Forecasting for Aeronautics. New York, Academic Press, HOUZE, R. A. Cloud Dynamics. Academic Press, 573.Williams, E. e Renno, N. An analysis of the conditional instability of the tropical atmosphere. Monthly Weather Review., v. 121, n. 1, p.21-36, 1993.pp.,1993.

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