CARACTERÍSTICAS FÍSICAS, DINÂMICAS E TERMODINÂMICAS DE UMA LINHA DE INSTABILIDADE EM RONDÔNIA DURANTE O EXPERIMENTO TRMM-LBA Augusto José Pereira Filho Maria Assunção Faus da Silva Dias Raquel Ifanger Albrecht Luis Gustavo Paiva Pereira Adilson Wagner Gandu Oswaldo Massambani Universidade de São Paulo, São Paulo USP / IAG / DCA Rua do Matão, 1226, São Paulo-SP, 05508-9000 e-mail: apereira@model.iag.usp.br Abstract Mesoscale features of the 26 January 1999 squall line are described with measurements made during the TRMM-LBA field experiment in Rondônia, Brazil. The squall line moved through the experiment area from the northwest with high rainfall rates in its leading edge and a trailing stratiform precipitating area. polarimetric and Doppler measurements from the S-POL weather radar were analyzed in conjunction with surface and upper level data, satellite VIS and IR measurements. This tropical squall line has some similar features of its cousins in midlatitudes, though with finer scale structural and dynamic features. 1. INTRODUÇÃO Dentre os fenômenos convectivos no Brasil (Silva Dias 1997a), destacam-se as linhas de instabilidade. Elas tem sido relativamente bem estudadas nas regiões Sul (Abdoulaev e Lenskaia 1996abc) e Sudeste (Pereira Filho et al. 1991; Gomes et al. 1996; Sales e Pereira Filho, 1998). Na região Norte, as observações se limitavam a análise de imagens de satélite (Machado et al. 1994) e estudos teóricos (Silva Dias e Ferreira 1992). Um dos objetivos do projeto TRMM-LBA realizado em Rondônia (Silva Dias 1997b) nos meses de janeiro e fevereiro de 1999 foi estudar a evolução espaço-temporal de sistemas meteorológicos da Amazônia. Neste trabalho, são apresentados resultados preliminares de uma linha de instabilidade ocorrida no dia 26 de janeiro de 1999. A seqüência de imagens de satélite GOES-8 do canal infravermelho da Fig. 1 mostra o deslocamento da linha de instabilidade entre 1945 e 2245 UTC de nordeste para sudoeste com velocidade de 12 m s -1. Observa-se uma região de temperaturas de topo mais frias (azul) associada à linha de convecção, na dianteira da linha de instabilidade, e uma região menos fria (tons cinzas), na retaguarda, associada à área estratiforme. 1945 UTC 2045 UTC 2145 UTC 2245 UTC Figura 1: Seqüência de imagens do canal infravermelho do satélite GOES-8 no dia 26 de janeiro de 1999. Quadro em vermelho indica a área do experimento LBA-TRMM. Letras indicam a posição dos radares S-Pol (S), Toga (T) e vertical (P). 1569
Esta linha de instabilidade é muito similar a outras muito bem documentadas e analisadas em latitudes médias do hemisfério Norte (Houze Jr. et al. 1989; Brawn & Houze Jr. 1994). As principais características físicas, dinâmicas e termodinâmicas deste sistema tais como as observadas na região convectiva com evidência de domo, convergência em baixos níveis e divergência em alto níveis, forte turbulência, piscina de ar frio, jato em baixos níveis, diversidade de hidrometeoros entre outras são analisadas por meio das medições realizados em superfície, altitude e com as dos radares meteorológicos Doppler descritos a seguir. 2. METODOLOGIA A região do experimento e os sensores utilizados estão mostrados na Fig. 2. Foram realizadas medições de superfície e de altitude por meio de estações meteorológicas automáticas, balões cativo e radiossonda, radares meteorológicos, aeronaves, satélites meteorológicos, entre outros. Neste estudo, utilizou os dados de superfície das estação meteorológico e altitude de Rolim de Moura, localizada a Sudoeste de Ji-Paraná (Fig. 2). Os dados de temperatura, umidade relativa, direção e intensidade do vento, pressão e precipitação acumulada tem resolução temporal de 15 minutos. Foram realizadas sondagens a cada três horas, medido-se a pressão atmosférica, temperatura do ar, umidade relativa e a direção e velocidade do vento por meio do sistema GPS. Utilizou-se ainda os dados do radar meteorológico S-POL (Lutz et al. 1995). Figura 2: Disposição espacial dos sistemas de medição utilizados no experimento TRMM-LBA em Rondônia nos meses de janeiro e fevereiro de 1999. Legenda indica (rodapé) os sistemas de medição. Código de cores (direita) no mapa de localização indica a topografia. Números nas bordas do mapa indica as latitudes (vertical) e as longitudes (horizontal). Circunferências indicam áreas de abrangência quantitativa dos radares S-Pol e TOGA. Trata-se de um radar Doppler de polarização diversificada banda S, com potência de transmissão de 1200 kw, abertura do feixe menor que 1 grau, largura do pulso de 1 µs e freqüência de repetição do pulso de 325 a 1200 Hz. As principais variáveis medidas são a refletividade horizontal e vertical, velocidades radial e variância do vento radial denominada de largura espectral. Neste estudo, utilizou-se os dados de refletividade horizontal (DBZ) que esta relacionado com a taxa de precipitação, variando entre -15 dbz (nuvem) e mais de 60 dbz (chuva intensa e granizo); refletividade diferencial linear (LDR), utilizada para descriminar diferentes tipos de hidrometeoros, variando entre -35 db a -15 db para gota, neve e neve molhada e positivo para cristais de gelo longos e finos; refletividade diferencial (ZDR), utilizada para estimar taxas de precipitação e detectar granizo, variando entre 0 db (esferas) e 5 db (gotas grandes); velocidade radial (VE) em relação ao radar, indicando a intensidade do deslocamento dos hidrometeoros se aproximando (negativa) e se afastando (positiva) do radar. Utilizou-se também dados do radar de apontamento vertical instalado no aeroporto de Ji-Paraná (Fig. 2). Este radar Doppler banda S fez medições com alta resolução espaço-temporal da refletividade, velocidade vertical e largura espectral. Os dados possuem uma resolução vertical de 105 m, permitindo a detecção de estruturas finas não detectáveis com o radar S-POL. 1570
3. RESULTADOS A linha de instabilidade do dia 26 de janeiro de 1999 foi monitorada pelo radar meteorológico S-POL. A Fig. 3 mostra as imagens de radar meteorológico S-POL das velocidades radiais (VE), refletividade horizontal (DBZ), refletividade diferencial (ZDR) e refletividade diferencial linear (LDR) às 2015 UTC num plano de elevação da antena de 0.7 graus. Observam-se assinaturas de mesoescala no campo das velocidades radiais tais como uma área de jato na dianteira da linha de instabilidade na direção de 60 graus, entre 50 e 75 km, com velocidades superiores a 18 m s -1 do radar; uma área de convergência ciclônica no flanco esquerdo da linha de instabilidade na direção de 30 graus, a 80 km do radar; e uma área de convergência associada a convecção do lado oeste da linha de instabilidade na direção de 315 graus, a cerca de 90 km do radar. A velocidade média da linha esta em torno de 12 m s -1, de acordo com a estimada pelas imagens de satélite. A refletividade horizontal revela uma linha de convecção mais profunda com intensidades superiores a 55 dbz, seguida de uma extensa área de precipitação estratiforme com intensidades em torno de 30 dbz. Observa-se também uma intensa célula convectiva associada área de convergência no campo das velocidades radiais. A refletividade diferencial positiva na linha de convecção indica a existência de gotas achatadas. Valores próximos de zero são observados entre a área de convecção profunda na dianteira e a área estratiforme na retaguarda, sugerindo o predomínio de gotas menores. Figura 3: Plano de elevação constante de 0.7 graus da velocidade Doppler (VE), refletividade (DBZ), refletividade diferencial (ZDR) e refletividade diferencial linear (LDR) medidas pelo radar meteorológico S- POL durante o experimento TRMM- LBA as 2015 UTC do dia 26 de maio de 1999. Escala de cores indica intensidades. Circunferências indicam distância radial ao radar e linhas indicam a direção em relação ao Norte geográfico. O corte vertical na direção perpendicular à linha de convecção realizada as 1958 UTC evidencia a estrutura dinâmica, termodinâmica e microfísica da mesma em toda sua extensão(fig. 4). Observa-se uma área de convergência em baixos níveis em torno de 50 km e uma área de divergência no topo do sistema em torno 60 km, assinalando a existência de correntes ascendentes inclinadas da dianteira para a retaguarda. Há ainda uma piscina de ar fria em baixos níveis (Parker, 1996) a partir de 60 km do radar associada à velocidades radiais negativas. Acima destes níveis as velocidades são positivas e, portanto, os hidrometeoros se deslocam para a retaguarda do sistema. Desta forma, o cisalhamento radial é mais intenso na média troposfera. A região de mais intensa precipitação, em torno de 60 e 70 km do radar esta encimada por domos mais elevados na região de máxima divergência em altos níveis. A refletividade diferencial indica uma pronunciada variação da superfície ao topo e da dianteira à retaguarda do sistema, indicando uma mudança dos hidrometeoros de gotas achatadas na região convectiva próxima da superfície para cristais de gelo e neve acima da banda brilhante (derretimento do gelo) em torno de 4.5 km. Também aparente na Fig. 4 uma bigorna entre 50 e 60 km e células rasas entre 40 e 55 km do radar. 1571
Figura 4: Cortes verticais da velocidade Doppler (VE), refletividade (DBZ), refletividade diferencial (ZDR) e refletividade diferencial linear (LDR) medidas pelo radar meteorológico S-POL durante o experimento TRMM-LBA as 1958 UTC do dia 26 de maio de 1999. Escala de cores indica intensidades. Circunferências indicam distância radial ao radar e linhas indicam o ângulo de elevação da antena do radar. Planos de elevação da antena do radar mais altos indicam ventos radiais de leste com estrutura semelhante ao das radiossondagens de Rolim de Moura (Fig. 5). O CAPE de 2830 J às 1800 UTC indica forte instabilidade convectiva cerca de 3 horas antes da passagem do sistema. A Temperatura de ponto de orvalho na superfície atingiu 23.6 o C, com fraca advecção quente da superfície até 730 hpa. Na sondagem das 2100 UTC, observa-se uma mudança no giro do vento com a altitude até 780 hpa. Os ventos acima de 700 hpa variaram pouco entre as sondagens. Deste modo, A linha de instabilidade foi precedida por mudanças mais significativas abaixo de 800 hpa. Nota-se ainda que houve um aquecimento da troposfera entre 1800 UTC e 2100 UTC, mas com diminuição e aumento da umidade acima e abaixo de 600 hpa, respectivamente. Warm Adv Cold Adv Figura 5: Perfis verticais de temperatura do ar, temperatura de ponto de orvalho e ventos medidos com as Sondagens realizadas em Rolim de Moura, Rondônia no dia 26 de janeiro de 1999 no experimento TRMM-LBA. 1572
Os dados de superfície de Rolim de Moura (Fig. 6) indicam a passagem da linha de instabilidade às 2130 UTC. A pressão na superfície baixou até em torno de 2200 UTC, com queda muito acentuada entre 2115 UTC e 2145 UTC, marcando a passagem de uma meso baixa de 956.3 hpa. Provavelmente, a medição de pressão foi prejudicada pela pressão dinâmica do vento em torno de 8 m s -1. A reversão da tendência de pressão após as 2100 UTC indica a passagem de uma meso alta na retaguarda do sistema. Figura 6: Evolução temporal da pressão, vento, temperatura, umidade relativa e chuva acumulada medidas pela estação automática de Rolim de Moura, Rondônia, no dia 26 de janeiro durante o experimento TRMM-LBA. Linhas verticais azul e vermelha indicam o momento da passagem da linha de instabilidade. Os ventos de WNW giraram para NE entre 2130 UTC e 2330 UTC, com máxima intensidade no período inicial de transição. Esta transição indica a passagem de uma frente de rajada, seguida de queda de temperatura de 8 o C em 30 minutos. Nota-se que a precipitação acumulada em 15 minutos foi de 28 mm as 2215 UTC, ou seja, houve um intervalo de 45 minutos entre a passagem da frente de rajada e a intensificação da chuva convectiva sobre a região. A Fig. 4 indica uma distância de cerca de 30 km entre as novas células na dianteira do sistema e a região de máxima precipitação, ou seja, a velocidade de propagação do sistema obtida dos dados de superfície são consistentes com as do radar meteorológico S-POL. A evolução temporal da refletividade, velocidade e largura espectral medida com o radar meteorológico de apontamento vertical no Aeroporto de Ji-Paraná esta mostrada na Fig. 7. O perfil vertical de refletividade indica topos superiores a 10 km de altitude em torno das 2100 UTC durante a passagem da linha de convecção. A área de chuva estratiforme com altitude média de 6 km não apresenta uma organização e persistência temporal tão bem definida quanto monitorado pelo radar S-POL (Fig. 4). Inicialmente, a refletividade aumentou entre 3 e 6 km, rapidamente seguida por taxas de precipitação altas da superfície até o nível de 3 km. Por volta das 2100 UTC houve uma aumento da refletividade entre 2 km e 7 km. O fim da passagem da frente é seguido pela região estratiforme com refletividades associadas a nuvens com pouca ou nenhuma precipitação. A banda brilhante, associada com a mudança de fase da água pode ser facilmente identificada na região estratiforme em torno das 2200 UTC na altitude de 4.5 km. Esta tem apenas cerca de 300 metros de profundidade. Este nível é consistente com a isoterma de zero graus em torno de 650 hpa da sondagem das 2100 UTC (Fig. 5). Acima deste nível de pressão, os hidrometeoros formam cristais de gelo e neve. Assim, os níveis de refletividade menores acima desde nível são devidos à diminuição do índice de refração da água no estado sólido. A banda brilhante pode ser mais facilmente identificada no perfil vertical de velocidade. A mudança de fase de gelo ou neve para água líquida altera significativamente a velocidade terminal dos hidrometeoros. Por exemplo, a velocidade terminal acima da banda brilhante é de 2 m s -1 e, abaixo chega a 8 m s -1 às 2200 UTC. 1573
Figura 7: Evolução temporal da refletividade, velocidade Doppler e largura espectral medidas com o radar meteorológico Doppler de apontamento vertical no Aeroporto de Ji-Paraná, Rondônia, durante o experimento TRMM-LBA em 26 de janeiro de 1999. Escala de cores indicam intensidades. As velocidades terminais no topo do sistema por volta das 2045 UTC estão associadas a cristais de gelo e neve de baixa refletividade. Sugere-se que estas velocidades estejam associadas com a subsidência gerada pela divergência em altos níveis. A largura espectral indica forte turbulência na dianteira do sistema, causada pelas correntes ascendentes dentro do sistema e as correntes descendentes geradas por compensação de massa. Esta forte subsidência pode explicar a forte queda de pressão em superfície medida em Rolim de Moura (Fig. 6). Nota-se nos perfis verticais uma zona de transição entre a área de convecção e a área estratiforme por volta das 2130 UTC. Os resultados supra indicam várias similaridades com linhas de instabilidade em latitudes médias, porém a área de precipitação estratiforme, a zona de transição e a meso alta parecem ser menos marcantes das analisadas por Jonhson e Hamilton (1988) e Smull e Houze Jr (1987). Por outro lado, observa-se uma corrente descendente da retaguarda em níveis médios para a dianteira do sistema próximo da superfície e, uma corrente ascendente da dianteira na superfície para a retaguarda em níveis altos conforme em Houze Jr et al. (1989). Com as medidas polarimétricas, identifica-se também os possíveis tipos de hidrometeoros em diferentes porções do sistema e seus efeitos na evolução e manutenção do sistema (Liu et al. 1997). 4. CONCLUSÕES Os resultados mostram mudanças mais significativas de temperatura, umidade e ventos abaixo de 850 hpa durante a passagem da linha de instabilidade. Houve um aumento da temperatura do ambiente na troposfera durante a passagem da linha de instabilidade, com secagem acima de 600 hpa e aumento da umidade abaixo desse nível associada a liberação de calor latente. Os dados de superfície e altitude são consistentes com as medições com os radares meteorológicos quanto à velocidade de propagação do sistema de 12 m s -1, quantidade de precipitação convectiva e estratiforme e a posição da banda brilhante em torno de 4.5 km. 1574
Os dados de radar revelam uma corrente descendente da retaguarda para a dianteira em níveis médios e baixos, e uma corrente ascendente inclina para a retaguarda do sistema. Estas fortes correntes ascendentes geram intensa divergência e produzem movimentos de compensação de massa na dianteira do sistema que tendem a produzir forte convergência em baixos níveis. Observou-se ainda um jato próximo da superfície. As medidas polarimétricas mostram o forte achatamento das gotas na região convectiva por causa do maior diâmetro das mesmas. Abaixo da banda brilhante há uma mudança significativa na velocidade terminal por causa da mudança de fase dos hidrometeoros. Observou-se forte turbulência em níveis médios e altos no flanco dianteiro da linha de instabilidade associado ao cisalhamento horizontal na região das correntes ascendentes e descendentes. 5. REFERÊNCIAS BIBLIOGRÁFICAS Abdoulaev, S. & Lenskaia, O., 1996a: Linhas de convecção severa. Parte 1: classificação. CONGR. BRAS. de METEOROLOGIA, 9 o, Campos do Jordão, SP, Anais. Campos do Jordão, v.2, 1271-1275. Abdoulaev, S. & Lenskaia, O., 1996b: Linhas de convecção severa. Parte 2: causas e conseqüências das variações da velocidade. CONGR. BRAS. de METEOROLOGIA, 9 o, Campos do Jordão, SP, Anais. Campos do Jordão, v.2, 871-875. Abdoulaev, S. & Lenskaia, O., 1996c: Linhas de convecção severa. Parte 3: estrutura cinemática. CONGR. BRAS. de METEOROLOGIA, 9 o, Campos do Jordão, SP, Anais. Campos do Jordão, v.2, 875-877. Braun, S. A. and Houze JR., R. A., 1994 : The trasition zone and secoundary maximum of radar reflectivity behind a midlatitude squall line: results retrieved from Doppler radar data. J. of Atmos. Sci., 51, 2733-2755. Gomes, A. M., Lima, M. A. & Antonio, M. A., 1996: Características Doppler associadas à tempestades severas no Estado de São Paulo. CONGR. BRAS. de METEOROLOGIA, 9 o, Campos do Jordão, SP, Anais. Campos do Jordão, v.1, 55-59. Houze JR., R. A., Rutledge, S. A., Biggerstaff, M. I. and Smull, B. F., 1989: Interpretation of Doppler weather radar displays of midlatitude mesoscale convective systems. BULL. AMER. METEOR. SOC., 70, 608-619. Johnson, R. H. and Hamilton, P. J., 1988: The relationship of surface pressure features to precipitation and airflow structure on a intense midlatitude squall line. Mon. Wea. Rev., 116, 1444-1472. Liu, C., Moncrieff, M. W. and Zipser, E. J., 1997: Dynamical influence of microphysics in tropical squall lines: a numerical study. Mon. Wea. Rev., 125, 2193-2210. Lutz, J., Johnson, P., Lewis, B., Loew, E., Randall, M. e VanAndel J., 1995: NCAR s S-Pol: Portable Polarimetric S-band Radar, 9 th Com. on Meteorological Observations and Instrumentation, Charllote, NC. Machado, L. A. T., Guedes, R. L., Silveira, J. M. B. Waltz and Alves, M. A. S., 1994 : Ciclo de vida de sistemas convectivos. In: CONGR. BRAS. de METEOROLOGIA, VIII, Belo Horizonte, MG., Anais. Belo Horizonte, v.2, 323-326. Parker, D. J., 1996 : Cold pools and shear. Quart. J. Roy. Met. Soc., 122: 1655-1674. Pereira Filho, A. J., Braga Junior, B. P. F., Barros M. T. L. & Carrera, C V. M., 1991: Previsão de inundações: radar meteorológico resolve? SIMP. BRAS. de RECURSOS HÍDRICOS, IX, Rio de Janeiro, RJ., Anais. Rio de Janeiro, v. 3, 1-11. Sales, F. H. and A. J. Pereira Filho, 1998: Aspectos Observacionais de uma Linha de Instabilidade Simétrica de Longa Duração. X Congresso Brasileiro de Meteorologia Brasília. Silva Dias, M. A. F., 1997a: Storms in Brazil. Hazards and Disasters. Rutledge Press. Chpt. 43. Silva Dias, M.A.F., 1997b: Interação biosfera-atmosfera em mesoescala na Amazônia. Projeto Temático FAPESP 97/9926-9, 45 pp. Silva Dias, M. A. F. e R. N. Ferreira, 1992 : Application of a linear spectral model to the study of Amazonian squall line during GTE/ABLE 2B.. J. Geo. Res., 97, 20405-20419 Smull, B. F. and Houze JR., R. A., 1987 : Rear inflow in squall lines with trainling stratiform precipitation. Mon. Wea. Rev., 115: 2869-2889. 6. AGRADECIMENTOS A todos os participantes do experimento TRMM-LBA em Rondônia que contribuíram direta ou diretamente para o sucesso do projeto. À Fundação de Amparo à Pesquisa do Estado de São Paulo pelo suporte financeiro ao Projeto TRMM-LBA. 1575