Características Dinâmicas e Termodinâmica da Convecção na Amazônia Observadas durante o WETAMC/LBA

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1 Características Dinâmicas e Termodinâmica da Convecção na Amazônia Observadas durante o WETAMC/LBA Luiz Augusto Toledo Machado machado@iae.cta.br Henri Laurent 1 hlaurent@iae.cta.br Centro Técnico Aeroespacial Instituto de Aeronáutica e Espaço Divisão de Ciências atmosféricas São José dos Campos/SP CEP: , Brasil Abstract Radiosonde and satellite data collected from LBA-Wet season were used to investigate the relationship between dynamics and thermodynamics parameters with the cloud cover. The radiosondes data were employed to compute the components of the energy divergence flux for the triangle composed by three radiosonde stations (Rolim de Moura, Rebiu Jaru and Abracos Pasture). The cloud cover variability was computed from the GOES channel 4 images. The time evolution of the Latent energy divergence flux is compared with cloud cover. We observe some typical patterns associated with the convective activity during the Experiment. We have found a very well correlation between equivalent potential temperature, CAPE, instability and temperature and humidity of the mixed layer. Results show that when temperature of the mixed layer increase all the thermodynamics parameters change to favor the development of the convection. 1) Introdução A região tropical, que ocupa a maior parte da superfície do globo terrestre, tem um lugar privilegiado na dinâmica do clima global e na localização dos impactos climáticos. De um lado, essas regiões são extremamente sensíveis às mudanças climáticas, por outro lado, elas são os locais onde ocorrem as principais trocas de energia que condicionam o clima da Terra. A importância destas regiões no clima terrestre justifica o grande número de estudos e experimentos meteorológicos na região tropical. A Amazônia em particular, além de se localizar nos trópicos, é a maior floresta tropical úmida do planeta e sua influência no clima terrestre é comprovada em diversas simulações climáticas. A maior parte da cobertura total de nuvens convectivas na região tropical é organizada em sistemas convectivos de mesoescala. Machado (2000) utilizando as informações coletadas nos experimentos ABLE-2B (Atmosphere Boundary Layer Experiment época chuvosa) e FluAmazon (Fluxo de vapor na Amazônia) mostra que mais de 50% da cobertura de nuvens ocorre somente em 15% do tempo. Grego et al. (1990 e 1994) obtiveram conclusões similares utilizando os dados do triângulo de mesoescala do ABLE-2B. Eles deduziram que 82% do total de chuva foi produzida nos dias dominados pela presença de grandes sistemas convectivos. Esses fatos mostram que grande parte da convecção é realizada em grandes aglomerados convectivos. Le Barbé et Lebel (1997) utilizando os dados obtidos durante o HAPEX-Sahel (Hydrology-Atmosphere Pilote Experiment) obtiveram resultados equivalentes na África. Os autores mostram que as variações interanuais da chuva na África são devidas às variações no número de eventos convectivos e não à eficiência dos mesmos, e mais precisamente, ao número de sistemas de mesoescala, que representam 90% do total de precipitação (Laurent et al., 1998). O experimento WETAMC/LBA (Large Scale Biosphere Atmosphere Amazon Mesoscale Campagin WET season) e os sites de validação do TRMM (Tropical Rainfall Measurements Mission) fornecem uma oportunidade única para a análise dos processos envolvidos na convecção e na descrição dos sistemas convectivos (SCs) na região Amazônica. Através da combinação de dados de radar, rede de pluviógrafos, dados obtidos pelos sensores microondas passivo e ativo do TRMM, poder-se - á observar a estrutura tridimensional da precipitação e dos diferentes tipos de nuvens associados aos SCs. Além disso, a rede de radiossondagens e estações de superfície permitem estudar a dinâmica e a termodinâmica associada a variação da cobertura de nuvens e a presença de grandes aglomerados de nuvens convectivas. 1 Pesquisador do Institut de Recherche pour le Developpement (França) 1560

2 Taylor et al. (1997) e Taylor e Lebel (1998) discutem a influência dos fluxos de superfície na variabilidade da chuva no Sahel, Machado (2000) sugere que a variabilidade interdiurna na Amazônica é associada à capacidade de armazenamento de energia na superfície (biosfera) e na atmosfera. Ainda neste trabalho, o autor mostra que durante eventos convectivos existe um déficit de energia na superfície, i.e., a superfície perde mais energia para a atmosfera que ela ganha de energia solar. Já nas situações de céu aberto, a superfície armazena mais energia que ela perde. Essas relações mostram a importância que as condições de superfície podem ter nas escalas espacial e temporal da variabilidade climática. Diversos resultados já foram obtidos utilizando dados de experimentos meteorológicos na Amazônia. O volume 95 do Journal of Geophisical Research é dedicado quase interiamente ao ABLE-2B. Deste volume, destacamos os trabalhos de Harris et al.(1990), apresentando uma descrição do experimento, Grego et al.(1990), descrevendo os sistemas precipitantes e a dinâmica e Scala et al.(1990), sobre a estrutura dos sistemas convectivos. Outros trabalhos sobre o experimento são: Garstang (1994) e Cohen et al. (1995). Estes trabalhos descrevem os tipos de sistemas encontrados na região Amazônica durante o experimento, classificados como: Coastal occurring systems (linhas de instabilidade), Basin occurring systems (grandes sistemas convectivos formados na Amazônia) e Locally occurring systems (pequenos sistemas convectivos formados na Amazônia). Estes estudos permitiram calcular as fontes de calor e umidade aparente, mostrando uma grande similaridade com os resultados obtidos em outras regiões. A parte convectiva e estratiforme foram separadas levando em conta as diferentes itensidades de precipitação. Cohen et al (1995) mostram a importância do cisalhamento do vento nos sistemas propagativos na Amazônia. Para analisar a influência da dinâmica e da termodinâmica na formação e desenvolvimento dos sistemas convectivos, iremos utilizar os dados dos experimentos WETAMC/LBA. O Objetivo deste trabalho é apresentar uma descrição detalhada da dinâmica e da termodinâmica nos momentos de grande variabilidade da cobertura de nuvens devido a presença de grandes sistemas convectivos. 2) Dados e Metodologia O LBA ( Large Scale Biosphere-Atmosphere Experiment) é uma iniciativa de pesquisa internacional liderada pelo Brasil. O LBA tem o objetivo de gerar novos conhecimentos para entender o funcionamento climatológico, ecológico, biogeoquímico e hidrológico da Amazônia. A primeira campanha intensiva do LBA foi realizada em Rondônia em janeiro e fevereiro de Sendo realizados dois experimentos: O WETAMC/LBA (Wet season Atmospheric Mesoscale Campaign) e TRMM/LBA (Tropical Rainfall Measurement Mission) veja Silva Dias (2000) para maiores detalhes. Quatro sítios de medidas de radiossondagens e estações de superfície compõe basicamente a área de medida (RJ) Rebiu Jaru (10 5 S, W com 120 metros de altitude) caracterizando uma região típica de floresta, Um sítio característico de uma região de pastagem Fazenda N.S. Aparecida (AB) ABRACOS (10 45 S, W, 290 metros de altitude) e mais dois sítios (RM) Rolim de Moura (11 42 S, W, 225 metros de altitude) e (RG) Rancho Grande (10 18 S, W, 196 metros de altitude). Além dos sítios de radiossondagens 4 redes de medidas de precipitação foram distribuídas ao redor dos sítios de radiossondagens. Os dados utilizados neste estudo são provenientes basicamente do: satélite GOES, radiossondagens e pluviógrafos. As imagens do satélite GOES, recebidas e armazenadas no CPTEC, foram utilizadas para se obter as frações de cobertura de nuvens, a cada três horas, para os limiares de temperatura de brilho (Tir) igual a 273K (representando a variabilidade da cobertura total) de 245K (representando a variabilidade da cobertura de nuvens altas) e 235K e 215K (representando a cobertura de nuvens mais convectivas com topos próximos a tropopausa). A fração de cobertura foi calculada como a porcentagem de pixels mais frios que o valor do limiar na área de 12 S-64 W,12 S- 60 W,08 S-64 W e 08 S-60 W. Além das frações de cobertura, as imagens GOES foram utilizadas para o cálculo das trajetórias dos sistemas convectivos utilizando o método de Machado et al. (1998) e Mathon e Laurent (2000). Os dados de precipitação foram agrupados através de uma simples média aritmética representando a precipitação ocorrida nas últimas três horas. Os sítios de radiossondagens RJ-RM e AB compõe um triângulo, para este triângulo foi calculada a média dos parâmetros termodinâmicos, tais como: temperatura potencial equivalente, nível de condensação livre (FLC), nível de condensação por levantamento (LCL), nível de empuxo nulo (NBL), frequência de Brunt Vaisalla e CAPE (Convective Available Potential Energy). Os parâmetros termodinâmicos calculados foram baseados nas definições de Emanuel (1994), Wallace and Hobs (1987), Botton (1980) e no manual da estação de radiossondagem Vaisala. CAPE foi calculado segundo uma ascensão por uma adiabática saturada, onde toda água condensada é precipitada. Todos os parâmetros descritos acima foram calculado como a média da camada de mistura. 1561

3 Para o cálculo da divergência do vento e os outros parâmetros correlacionados (divergência de umidade e etc), optamos por calcular esses parâmetros utilizando o terorema de Kelvin e de Green baseados na circulação sobre uma superfície fechada. 3) Características termodinâmica e dinâmica da convecção A Figura 1 mostra a relação entre a temperatura potencial equivalente e os valores de CAPE, umidade específica e a temperatura da camada de mistura. Podemos observar nesta figura que um aumento da temperatura potencial equivalente corresponde a um aumento simultâneo da temperatura e da umidade específica da camada de mistura. O CAPE é um parâmetro que depende das condições em superfície e da estrutura vertical da atmosfera. Contudo, observamos na Figura 1, que o CAPE é fortemente correlacionado a temperatura potencial equivalente na superfície e praticamente pode ser descrito por uma função linear em função desta variável. Provavelmente, a variação da estrutura vertical da temperatura é bem inferior a variação das condições na superfície. A Figura 2 mostra a relação entre a temperatura potencial equivalente e a instabilidade (representada com o quadrado da frequência de Brunt Vaisalla), a camada atmosférica de empuxo positivo (a diferença entre NBL 2 e o FLC 3 ) e a inibição (a diferença entre o LCL 4 e o FLC). Nestas figuras não se observa um padrão linear que relaciona as variáveis como no caso anterior, contudo, podemos notar que para altos valores da temperatura potencial (maiores que ~360K) a atmosfera é instável exibindo uma significativa camada de empuxo positivo (praticamente todo a troposfera) que permitirá a parcela ascender sem uma forçante externa. Com relação a inibição, notamos que para altos valores da temperatura potencial equivalente a inibição é pequena da ordem de dezenas de hpa, favorecendo o desenvolvimento da convecção além de necessitar uma energia reduzida para a parcela atingir a região de empuxo positivo. Em ambas as figuras existe certamente uma forte componente do ciclo diurno, mas mesmo assim notamos que para os horários de 15, 18 e 21 UTC a mesma relação linear é observada. Baseando-se nas Figuras 1 e 2 podemos concluir que: A) Um aumento da temperatura da superfície (camada de mistura) é associado a um aumento na quantidade de vapor d água nesta camada, i.e., existe água disponível no solo de modo que o fluxo de calor latente forneça a umidade na camada a medida que a temperatura aumenta (aumenta a evapotranspiração). B) O aumento de ambas variáveis implica em um aumento da temperatura potencial equivalente na camada de mistura. C) Ainda como conseqüência destas variações, a atmosfera se torna mais instável, a camada de empuxo positivo aumenta atingindo a tropopausa e a inibição diminui, favorecendo o desenvolvimento da convecção. Como os fluxos na camada limite dependem da instabilidade atmosférica, o aumento desta favorece o aumento do fluxo vertical de vapor d água na atmosfera. Este cenário, favorável ao desenvolvimento da convecção ocorre normalmente às 15 e 18 UTC e algumas vezes às 03,00 e 21 UTC. A temperatura potencial equivalente é um parâmetro que pode ser usado para analisar a potencialidade da atmosfera para o desenvolvimento da convecção, pois diversos outros parâmetros determinantes no desenvolvimento da convecção estão associados a este parâmetro. Notamos que a atmosfera, nesta região e período se torna propícia ao desenvolvimento da convecção a medida que a temperatura da camada de mistura se aumenta. A Figura 3 mostra a relação entre a temperatura potencial equivalente e a fração de cobertura de nuvens altas (Tir < 245K). Usando a técnica definida por Machado et Rossow (1993) separamos a % da fração de cobertura e três casos: quando a convecção está organizada preferencialmente em pequena escala (menor que 100 km), na escala espacial de km e em grande escala (maior que 200 km), nesta figura a escala de organização da convecção é apresenta em função do tamanho do símbolo. Esta separação em escala foi realizada para destacar os casos de organização da convecção em meso e grande escala que são os casos representativos da média dos parâmetros termodinâmicos na escala do triângulo de medidas. Podemos notar nesta figura a não existência de um padrão bem definido, contudo, observamos que os altos valores da temperatura potencial equivalente ocorrem quando a fração de cobertura é relativamente baixa e altos valores de cobertura ocorrem, principalmente, quando a temperatura potencial equivalente é baixa. Este fato leva a concluir que quando a cobertura de nuvens é baixa ocorre o aquecimento da superfície seguido de todas as modificações termodinâmicas na atmosfera que a tornam potencial para o desenvolvimento da convecção. Já quando a cobertura de nuvens é alta ocorrem baixos valores da temperatura potencial equivalente provavelmente devido a evaporação da precipitação e o resfriamento da camada de mistura. A Figura 4 mostra a relação entre a saturação da camada de mistura (a diferença entre a temperatura do ar e a temperatura do ponto de orvalho) e a fração de cobertura de nuvens altas. Observamos que nos casos de alta cobertura de nuvens a camada de mistura está praticamente saturada confirmando a suposição descrita acima. Machado (2000) discute o balanço de energia na atmosfera e na superfície na região Amazônica, o autor conclui 2 Nível de empuxo neutro 3 Nível de convecção livre 4 Nível de condensação por levantamento 1562

4 que nos casos de pouca cobertura de nuvens a superfície recebe mais energia (fluxo solar) que ela perde devidos os fluxos de calor sensível, latente e ondas longas armazenando energia, já nos casos de céu encoberto, a superfície perde mais energia devidos os fluxos a superfície que recebe de energia solar, Os resultados apresentados neste estudo ilustram o mecanismo que controla este deficit/ganho de energia da superfície. Nos casos de baixa fração de cobertura a temperatura da camada de mistura se eleva aumentando o fluxo de vapor d água na atmosfera gerando todas as condições propícias ao início da convecção diminuindo o excedente de energia recebido. Quando a convecção se desenvolve, a superfície começa a se tornar deficitária de energia, se resfria (devido também a evaporação da precipitação) e o fluxo de calor latente extingue-se devido a saturação da camada limite (q - qs 0, i.e, a diferença entre a umidade específica do ar e de saturação tendem a zero) e o aporte de vapor d água na atmosfera é inibido extinguindo a convecção localmente. De modo a avaliar como a divergência do vento e mais precisamente a divergência de umidade varia em função da cobertura de nuvens, calculamos a divergência do fluxo de calor latente,i.e.,: Lv(div(qV), onde Lv é o calor latente de vaporização, q a umidade específica e V o vetor velocidade. A figura 5 mostra a evolução temporal do perfil da divergência do fluxo de calor latente e a evolução da fração de cobertura de nuvens. Observa-se nesta figura que as ocorrências significativas de alta fração de cobertura estão associadas a convergência de umidade em uma espessa camada da atmosfera até 700 hpa, ao contrário, as ocorrência de baixa cobertura de nuvens são associadas a uma forte camada divergente em torno de 850 hpa. Observa-se também, que alguns poucos casos de aumento de cobertura estão associados a uma convergência de umidade no níveis médios podendo estarem relacionados com cobertura de nuvens mais estratiforme que cumuliforme. Outro ponto observado nesta figura é que a intensidade da convergência de umidade próxima a superfície nào é necessariamente associada a forte atividade convectiva, nos dias 36 e 38, por exemplo, ocorre uma forte convergência de umidade contudo a espessura desta camada é reduzida gerando somente uma pequena variação na cobertura de nuvens. Estes resultados serão melhor analisados relacionando as diferentes frações de cobertura visando identificar o tipo de nuvem relacionada com cada evento. 4) Conclusões Utilizando imagens de satélite e as radiosondagens do WETAMC/LBA estudou-se as características dinâmicas e termodinâmicas da atmosfera na região do Amazonas no período chuvoso. Um aumento da temperatura próximo a superfície, na camada de mistura, é associado a um aumento na quantidade de vapor d água nesta camada, indicando a existência de água disponível no solo para que o fluxo de calor latente forneça a umidade na camada de mistura a medida que a temperatura aumenta. O aumento de ambas variáveis implica em um aumento da temperatura potencial equivalente na camada de mistura e a atmosfera se torna mais instável, a camada de empuxo positivo aumenta atingindo a tropopausa e a inibição diminui, favorecendo o desenvolvimento da convecção. Como os fluxos na camada limite dependem da instabilidade atmosférica, o aumento desta favorece o aumento do fluxo vertical de vapor d água na atmosfera. Essas condições mostram que a atmosfera nesta região necessita simplesmente de um acréscimo de temperatura na camada limite para tornar a atmosfera propícia ao desenvolvimento da convecção. A convergência de umidade necessita um uma camada profunda para aumentar a nebulosidade convectiva em toda região do triângulo, a espessura da camada parece ser melhor relacionada que a intensidade da convergência próxima a superfície. Estudos mais detalhados estão sendo realizados de forma a entender as relações entre as condições termodinâmicas propícias ao desenvolvimento da convecção e o estabelecimento de uma espessa camada convergindo umidade. 5) Agradecimentos Os autores agradecem a Fundação de Amparo à Pesquisa do Estado de São Paulo FAPESP (Projeto 1999/ ) e ao Conselho Nacional de Desenvolvimento Científico e Tecnológico CNPq (REF /95-1.) 1563

5 Figura1 : Relação entre a temperatura potencial equivalente e a umidade específica, a temperatura e o CAPE da camada de mistura. Valores médios para o triângulo de medidas de radiosondagens do WETAMC/LBA. Símbolos representam as horas correspondente das medidas 1564

6 Figura2 : Relação entre a temperatura potencial equivalente e a frequência de Brunt Vaisalla, a inibição (NCL-do FLC) e a camada de empuxo positivo (FLC-NBL). Valores médios para o triângulo de medidas de radiosondagens WETAMC/LBA. 1565

7 Figura 3: Relação entre a temperatura potencial equivalente média da camada de mistura e a cobertura de nuvens (Fração de cobertura < 245 K). O tamanho dos símbolos é associado a escala espacial na qual a convecção está organizada. Figura 4: relação entre a cobertura de nuvens (Fração de 245K) e a diferença entre a temperatura do ar e do ponto de orvalho média da camada de mistura. 1566

8 Figura 5: Evolução temporal do perfil vertical da divergência do fluxo de calor latente na região do WETAMAC/LBA Referências Bolton, D., 1980: The computation of equivalent potential temperature. Mon. Wea. Rev., 108, Cohen, J. C. P., M. A. Silva Dias and C. A. Nobre, 1995: Environmental conditions associated with Amazonian squall lines: Case study. Mon. Wea. Rev., 123, Emanuel, K. A., 1994: Atmospheric convection. New York Oxford- Oxford University press.567 pp. Harris R. C., M. Garstang, S.C. Wofsy, S. M. Beck, R.J. Bendura, J. R. B. Coelho, J. W. Drewry, J. M. Hoell, P. A. Matson, R. J. McNeal, L. C. B. Molion, R. L. Navarro, V. Rabine and S. L. Snell, 1990: The Amazon Boundary Layer Experiment: Wet season J. Geophys.Res., 93, Garstang, M., S. Ulanski, S. Grego, S. Scala, J. Swap, D. Fitzjarrald, E. Browell, M. Shipman, V. Connors, V. Harriss and R. Talbot 1990: The Amazon Boundary Layer Experiment (ABLE 2B): a meteorological perspective. Bull. American Meteor. Soc., 71, Grego, S. R. S, M. Garstang, S. Ulansky, M. Shipman, R. C. Harriss, R. Talbot, M. O. Andreae and P. Artaxo, 1990: Rainfall and surface kinematics condictions over central Amazonia during ABLE-2B. J. Geophys.Res., 93, Grego, S., J. Scala, J. Halverson, H. L. Massie Jr, W.K. Tao and M. Garstang, 1994: Amazon coastal squall lines. Part II: Heat and moisture transports. Mon. Wea. Rev., 122, Harris R. C., M. Garstang, S.C. Wofsy, S. M. Beck, R.J. Bendura, J. R. B. Coelho, J. W. Drewry, J. M. Hoell, P. A. Matson, R. J. McNeal, L. C. B. Molion, R. L. Navarro, V. Rabine and S. L. Snell, 1990: The Amazon Boundary Layer Experiment: Wet season J. Geophys.Res., 93, Laurent H., N. D'Amato and T. Lebel, 1998 : How important is the contribution of the Mesoscale Convective Complexes to the Sahelian rainfall? Physics and Chemistry of the Earth, accepted. Le Barbé, L. and T. Lebel, 1997 : Rainfall climatology of the HAPEX-Sahel region during the years J. Hydrol, , 1-4,

9 Machado, L. A. T., Rossow, W. B., R. L. Guedes and A. Walker, 1998: Life cycle variations of convective systems over the Americas. Mon.Wea. Rev., vol 126, Machado, L. A. T. and W. B. Rossow, 1993: Structural characteristics and radiative properties of tropical cloud clusters. Mon. Wea. Rev., 121, Machado, L. A. T.2000: The Amazon Energy Budget using ABLE-2b and Fluxamazon data. Journal of Atmos. Science, in press. Mathon, V. and H. Laurent, 2000: Life Cycle of the Sahelian convective cloud systems. Quarterly Royal Metro. Soc., in press Scala et al., 1990: Cloud draft structure and trace gas transport. J. Geophys. Res., 95, Wallace, J. M. and P. V. Hobbs, 1977: Atmospheric science. An introductory survey. Academic Press-Harcourt Brace Jovanovich, 465 pp. Silva Dias, M.A.F.da, Dolman, A.J., Silva Dias, P.L., Rutledge, S., Zipser, E., Fisch, G., Artaxo, P., Manzi, A., Marengo, J., Nobre, C., Kabat, P. (2000). An overview of the wetamc/lba January and February Proceedings, 15 th Conference on Hydrology, 80 th Annual Meeting of the AMS, Long Beach CA, Jan 9-14, 2000, p , Taylor, C. and T. Lebel, 1998 : Observational evidence of persistent convective scale rainfall patterns. Monthly Weather Rev., 126,. Taylor, C., F. Said and T. Lebel, 1997 : Interactions between the land surface and mesoscale rainfall variability during HAPEX-Sahel. Monthly Weather Rev., 125(9),