CONCLUSÕES E SUGESTÕES
Com os dados coletados no experimento WETAMC/LBA foi possível realizar um estudo detalhado do ciclo diurno da convecção tropical na Amazônia. A combinação de diferentes instrumentos tais como radar, imagens de satélites, redes de pluviômetros e radiossondagens em alta resolução temporal foi fundamental para a construção de séries temporais para o estudo das nuvens e dos processos de precipitação. Este conjunto de dados permitiu relacionar diversas medidas independentes da precipitação fornecendo uma análise dos erros associados às estimativas de precipitação por satélites.
A cobertura total de nuvens é máxima em torno 03:30 LST, neste horário é possível verificar que a fração média de nuvens na área analisada é muito alta, da ordem de 94 %. Este valor máximo diminui lentamente durante a madrugada, não sendo observadas frações médias de nuvens inferiores a 80%. No período da manhã a cobertura total de nuvens decresce rapidamente até 57% em torno do meio dia. Neste horário a cobertura total de nuvens é mínima e corresponde também ao momento da máxima irradiância solar. Estes dois fatores implicam em um forte aquecimento da superfície, gerando instabilidade, aumento da energia potencial disponível e da temperatura potencial equivalente (Machado et al, 2001).
Observa-se próximo ao momento de mínima cobertura total de nuvens o máximo de precipitação e o maior crescimento da cobertura convectiva. Neste momento, grande parte da cobertura de nuvens, que na madrugada era de nuvens com topos baixos passa agora a ser composta em grande parte por nuvens com topos frios. Este fato se deve provavelmente a formação de nuvens convectivas de rápido crescimento, geradas pelos fluxos de energia, devido ao forte aquecimento radiativo da superfície.
Durante a tarde, no momento de máxima precipitação, a cobertura convectiva experimenta seu maior crescimento atingindo o máximo em torno das 17:30 LST. Esta
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cobertura convectiva que persiste durante a tarde, à noite praticamente se dissipa. Observamos que durante a madrugada a presença de nuvens que possuem alturas de topos mais frios do que 210 K e 200 K é praticamente nula. Este fato mostra que a alta fração de cobertura total encontrada neste período não está associada à convecção e nuvens altas, mas sim, a nuvens baixas e médias. Essas nuvens médias e baixas são provavelmente formadas em função da alta quantidade de vapor d’água, injetado na atmosfera pelas torres convectivas no período da tarde e da sua dissipação. Outro fator interessante a ser observado é quanto ao momento em que a cobertura convectiva atinge seu máximo. No momento de máxima precipitação a cobertura convectiva apresenta sua maior taxa de crescimento, no momento que esta cobertura atinge o máximo a precipitação média já é bem reduzida. Este fato mostra que o momento de máxima cobertura corresponde ao momento de dissipação dos sistemas convectivos na área.
Juntamente com a evolução da cobertura de nuvens e da precipitação foi possível verificar a evolução da fração de chuva, variável fornecida pelo radar. Verificou-se que a fração de chuva mostrou máximos em todos os limiares estudados durante o horário da máxima precipitação, principalmente aquela fração que representa a fração de chuva forte/convectiva. Este máximo diminuiu gradativamente durante à tarde. Durante a madrugada foi possível verificar apenas a ocorrência de frações de chuva total e uma pequena porcentagem de fração de chuva moderada a fraca, que concordaram com os registros de precipitação ocorridos na região e com a conclusão que a cobertura noturna de nuvens é basicamente composta por nuvens baixas e médias. Esta fração de chuva fraca no CAPPI- 2km muito provavelmente não está relacionada com a precipitação, pois é devida a refletividades muitos baixas.
O ciclo diurno da cobertura de nuvens e da precipitação pode ser descrito de uma forma geral da seguinte maneira: durante a madrugada existe um predomínio da cobertura total de nuvens, e este tipo de cobertura é composta basicamente por nuvens com topos baixos e quentes, típicos de nuvens cumulus e nuvens estratiformes, é possível que existam algumas nuvens cirrus semi-transparentes com temperatura de brilho reduzida, não sendo incorporada à fração de nuvens altas. Nas primeiras horas da manhã a
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cobertura de nuvens baixas se desintensifica, e a superfície começa a ser aquecida atingindo a mínima cobertura de nuvens no fim da manhã. Existe uma defasagem entre o horário de mínima cobertura entre os limiares. A cobertura de nuvens convectivas apresenta um mínimo uma hora antes do mínimo da cobertura total de nuvens. Este adiantamento se deve provavelmente à desintensificação das poucas nuvens altas e convectivas em dissipação existentes naquele momento. Esta camada de nuvens em dissipação associa-se a já existente nas camadas mais baixas provocando a defasagem de 1 hora entre o mínimo de cobertura total de nuvens e o mínimo da cobertura mais convectiva. A mínima cobertura em torno do meio dia favorece um forte aquecimento da superfície aumentando os fluxos de calor latente e sensível. Estes fluxos contribuem à formação e intensificação de sistemas de nuvens convectivas, aumentando linearmente as frações de cobertura no período da tarde. Após um curto intervalo de tempo (em torno de 1 hora) observamos a máxima precipitação. Neste momento às frações de nuvens convectivas apresentam a maior taxa de crescimento, aumentando linearmente até onde são verificados seus horários de máximo desenvolvimento. O máximo desenvolvimento da cobertura de nuvens altas acontece uma hora antes da cobertura de nuvens associadas à convecção profunda. Este comportamento do ciclo diurno da cobertura de nuvens foi verificado em todas as áreas estudas.
A análise da cobertura de nuvens nos sítios de medidas com diferentes coberturas vegetais ( floresta e pastagem) apresentou alguns fatores que reforçam o mecanismo do ciclo diurno explicado anteriormente. A variabilidade da cobertura de nuvens em regiões de floresta e pastagem é verificada principalmente na intensidade da fração da cobertura de nuvens, tendo em vista que o ciclo diurno é praticamente o mesmo em ambos os sítios.
O ciclo diurno da cobertura total de nuvens entre as duas regiões é praticamente o mesmo . Notamos uma pequena diferença durante a noite, onde a cobertura total de nuvens na região de floresta é um pouco menor. Esta diferença ocorre à medida que verificamos limiares de temperatura de brilho mais frios. As maiores diferenças ocorrem para as nuvens convectivas, na região de florestas notamos uma porcentagem maior de
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área coberta por nuvens altas durante a madrugada e início da manhã, mas a partir da 1:30 a cobertura de nuvens altas e convectivas na região de floresta é inferior em relação à região de pastagem. À medida que verificamos os limiares mais frios notamos que esta diferença aumenta sensivelmente. A região de floresta, apesar de apresentar praticamente a mesma quantidade de cobertura total de nuvens, a fração de 0 dBZ é significativamente maior que na região de pastagem. Como conseqüência, a espessura ótica das nuvens é maior na região de floresta. Este fato é, provavelmente, devido a maior quantidade de umidade disponível na floresta, facilitando a formação de nuvens mais espessas e com maior quantidade de água líquida. Considerando a maior espessura ótica das nuvens na floresta, é de se esperar que a maior quantidade de radiação solar chegando a superfície seja na região de pastagem. Logo, esta quantidade maior de energia que chega à superfície em regiões de pastagem deve aumentar a temperatura da superfície e conseqüentemente o fluxo de calor latente e energia potencial disponível. Dessa forma, a região de pastagem desenvolve convecção profunda de forma mais intensa que a região de floresta. Esta hipótese explica a maior fração convectiva/chuva forte e a menor fração de chuva fraca na pastagem.
Esta variabilidade na cobertura em nuvens foi, igualmente, observada em eventos de leste e oeste. Verificou-se que a cobertura convectiva é mais intensa nos episódios de leste, por outro lado, nos episódios de Oeste existiu uma predominância de cobertura total de nuvens.
Medidas da precipitação realizadas de diferentes fontes foram intercomparadas. O pluviômetro realiza a medida da água que precipita sobre a superfície em uma escala espacial bastante reduzida (ordem de cm2). Neste estudo foram utilizados uma rede de pluviômetros, mas os resultados mostram uma grande variabilidade espacial da precipitação quando medida por pluviômetros. Esta variabilidade não pode ser capturada por radares e satélites. Uma outra forma de medir a precipitação foi através do uso dos dados CAPPI – 2 km. Esses são mais suavizadas tendo em vista o próprio processo de construção do CAPPI. Além disso, a medida do radar é realizada em uma área de amostragem muito superior à área de captação do pluviômetro. Apesar de
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ocorrer uma certa dispersão o coeficiente de correlação é muito significativo, alçando valores da ordem de 0.9. Outra ferramenta utilizada foi a imagem do canal 4 do satélite GOES. Neste caso, relaciona-se a temperatura de brilho dos topos das nuvens com a precipitação. A variabilidade espacial da temperatura de brilho na mesma rede de trabalho é bem menor que aquela obtida pela rede de pluviômetros e pelo radar. Os coeficientes de correlação de cada pixel em relação à média da rede de trabalho mostram va lores muito significativos, superiores a 0.98.
Testou-se o grau de relação, em diferentes escalas temporais, entre a temperatura de brilho e as medidas de radar e pluviômetros. A relação da média a cada hora entre a Tir e a precipitação apresenta uma dispersão muito elevada. O mesmo acontece com as medidas do radar, embora com uma dispersão bem menor. A curva média de ajuste mostra uma relação não linear que associa Tir mais frias com maior precipitação (refletividade). A relação média entre a temperatura de brilho e a refletividade ocorre de forma acentuada somente para limiares superiores a 245 K. As diferentes equações passam a realizar uma estimativa mais precisa somente para os altos valores de precipitação. Logo, o intervalo de eventos de precipitação em torno de 0.5 mm, que representa a maioria dos casos, não pode ser estimado por satélite. Apesar das significativas diferenças entre os regimes de leste e oeste a inter-relação entre temperatura de brilho e refletividade é praticamente a mesma. A principal diferença entre os regimes é com relação a proporção de nuvens convectivas e estratiformes ( leste mais convectivo), que não está sendo capturada na escala de cada rede trabalho. Observa-se que as maiores diferenças entre os regimes é na região do diagrama em que estão concentrados os maiores números de pontos.
As curvas médias em todos os intervalos de tempo em que as variáveis foram integradas no tempo e nas quatro redes de trabalho são semelhantes. Logo, uma equação para estimar a precipitação via-satélite não muda com relação à escala temporal. Lembramos que para os diferentes regimes a estrutura da curva é semelhante. O fator fundamental é que a dispersão em torno da curva média é que diminuiu, ou seja, somente através da integração temporal é que a estimativa da precipitação (principalmente das medidas
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com radar) passa a ser mais confiável. Notamos que o erro absoluto em relação à curva média, quando analisamos a refletividade, é reduzido à metade a medida que integramos estas no tempo, no caso para o erro calculado de 1 a 24 horas, notamos uma redução do índice em torno de 50 %. Com relação à curva média da precipitação, nota-se que a redução do erro com a integração acontece até o intervalo de tempo de 6 horas, sendo esta em torno de 38 %. Observo u-se um aumento do erro quadrático para a estimativa da precipitação quando integrada por 24 horas. A precipitação quando integrada por 24 horas apresenta uma variabilidade muito pequena, contudo, a temperatura de brilho média diária varia significativamente, este deve ser provavelmente o caso.
Testes estatísticos mostraram que a fração de cobertura de nuvens e a fração chuva são melhor correlacionados para os limiares que representam cobertura de nuvens altas e chuva forte e moderada. A melhor relação foi obtida para temperaturas de brilho abaixo de 245 K e medidas de refletividade do radar maiores do que 20dBZ
A partir das estimativas de precipitação foi verificado que em todas as equações a precipitação foi subestimada principalmente quando as equações foram ajustadas aos campos de precipitação medidos pela rede de pluviômetros. Este fato também foi verificado para as estimativas integradas em 3, 6 e 24 horas. A precipitação foi subestimada devido ao ajuste linear e a grande população de valores de baixa precipitação. Logo, um ajuste linear não se aplica no ajuste da relação Tir com precipitação. Além das estimativas diretas de precipitação, foram utilizadas as derivadas no tempo e no espaço como parâmetros adicionais. Verificou-se que a derivada temporal melhorou a estimativa, ao passo que o termo da derivada espacial praticamente não mudou o erro da estimativa. Como foi observado na descrição do ciclo diurno, a precipitação ocorre no momento de máximo crescimento da área de cobertura de nuvens altas, logo, a derivada temporal tem um efeito positivo na melhora da estimativa da precipitação. Com relação à derivada espacial, a grandeza sigma, não se observou um efeito significativo na estimativa da precipitação. Esta variável é normalmente utilizada para separar áreas convectivas de estratiformes. É possível que a variabilidade somente nos quatro pixels utilizados não seja potencial para indicar diferentes tipos de nuvens.
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A estimativa da precipitação utilizando Tir na região Amazônica em uma escala espacial da ordem de 10 km2 é muito imprecisa, somente quando estes valores são integrados em diversas horas que a variabilidade em torno da curva média diminui.
A divergência do vento em altos níveis, medido pelo canal do vapor d´água, mostrou ser bem relacionada com a precipitação e a fração de chuva. Altos valores de precipitação estão relacionados com valores elevados de divergência do vento, mostrando que a precipitação pode ter sido gerada através do desenvolvimento de sistemas de nuvens altas e convectivas.
O ciclo diurno da divergência do vento em altos níveis e da precipitação é marcado pela existência de um máximo principal no período da tarde, próximo ao máximo principal da precipitação. Durante as primeiras horas da madrugada a divergência do vento em altos níveis mostra um máximo secundário próximo ao máximo secundário da precipitação. Após o máximo secundário, em torno de 03:30 LST, ocorre um rápido decréscimo de ambas variáveis até o início da manhã, seguido de um forte aumento no período da tarde. Após o horário em que foi verificada a mínima divergência do vento em altos níveis podemos notar um crescimento significativo nas próximas 6 horas, onde é verificado o máximo principal em torno de 12:00 LST. Neste mesmo período é possível verificar o horário de máximo crescimento da precipitação. O final da tarde é marcado pela brusca diminuição da precipitação acompanhada pelo descrédito da divergência do vento em altos níveis. O ciclo diurno da divergência do vento é fortemente correlacionado com o da precipitação, apresentando as mesmas defasagens com a cobertura de nuvens. A divergência do vento em altos níveis pode ser, de certa forma, utilizada como preditor da cobertura convectiva. Observa-se que a divergência do vento em altos níveis precede a máxima cobertura de nuvens convectivas em algumas horas. Este resultado confirma o discutido em outras sessões, que mostram que o momento da maior cobertura de nuvens convectivas é posterior a precipitação. Pode- se concluir que o momento de maior cobertura de nuve ns convectiva (maior expansão da cobertura de nuvens frias) corresponde ao fim da atividade convectiva, pois, posteriormente a este momento, a divergência em altos níveis decresce rapidamente.
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Como sugestões para trabalhos futuros, ressalta-se a necessidade de:
a) utilizar equações não lineares no estudo da estimativa de precipitação em diferentes escalas espaciais e temporais;
b) utilizar a divergência do vento em altos níveis, no canal do vapor d´água, como uma variável estimadora da precipitação, além de aplicar ao estudo de casos;
c) aprofundar os estudos da cobertura de nuvens e sua relação com a divergência do vento em altos níveis, através da utilização do método da contração e expansão da área coberta por nuvens.
159 REFERÊNCIAS BIBLIOGRÁFICAS
Alder, R. F.; Negri, A. J. A satellite infrared technique to estimate tropical convective and stratiform rainfall. Journal of Applied Meteorology, v. 27, n. 1, p. 30-51. Jan. 1988.
Arkin, P. A. The relationship between fractional coverage of high cloud and rainfall accumulations during GATE over the B-scale array. Monthly Weather Review, v. 107, n. 10, p. 1382-1387. Oct. 1979.
Arkin, P. A.; Meisner, B. N. The relationship between large-scale convective rainfall and cold cloud over the western hemisphere during 1982-84. Monthly Weather Review, v. 115, n. 1, p. 51-74. Jan. 1987.
Barnes, S. L. A. Tecnique for maximizing details in numerical weather map analysis. Journal of Applied Meteorology, v. 3, n.4, p 396-409, Aug. 1964.
Carmo, A. M. C. Estudo da estrutura termodinâmica da atmosfera sobre a Amazônia. São José dos Campos. (INPE - 6406 - TDI/616). Tese (Doutorado em Meteorologia) - Instituto Nacional de Pesquisas Espaciais, 1996.
Cifelli, R., Petersen, W. A., Carey, L. D., Rutledge, S. A. Radar observations of the kinematic, microphysical and precipitation characteristics of two MCSs in TRMM-LBA. Journal of Geophysical Research Atmospheres, v. 107, n. D20, Ant. 8077, Sept-Oct. 2002.
Garreaud, R. D.; Wallace, J. M. The diurnal march of convective cloudiness over the Americas. Monthly Weather Review, v. 125, n. 12, p. 3157-3171, Dec. 1997.
Gash, J.H.C.; Wright, I.R.; Hodnett, M.G.; Oyama, M.D.; Culf, A.D.; Ubarana, V.N., The water budget of Amazonian forest and pasture. In: Conference on the
160
Global Energy and Water Cycle, 2. Washington, USA, 1996. Proceedings. Washington, 1996
Greco, S.; Swap, R.; Garstang, M.; Ulanski, M.; Harriss, R. C.; Talbot, R.; Andreae, M. O.; Artoxo, P., Rainfall and surface kinematic conditions over central Amazonia during ABLE 2B. Journal of Geophysical Research, v. 95, n. D10, p. 17001- 17014. Sep. 1990.
Guedes, R. L.; Machado, L. A. T.; Sakuragi, J., Cobertura de nuvens e temperatura observadas à superfície e obtidas por satélite: uma comparação de 1984 a 1990. Revista Brasileira de Meteorologia, v. 15, n. 1, p. 15-25. Jun. 2000.
Halverson, J. B.; Rickenbach, T. M.; Pierce, H.; Roy, B.; Williams, E., Environmental characteristics of convective systems during TRMM-LBA. Monthly Weather Review, v. 130, n. 6, p. 1493-1509, June, 2002.
Harriss, R. C.; Garstang, M.; Wofsy, BeckS, S. C.; Bendura, R. J.; Coelho, J. R.
B.;Drewry, J. W.; Hoell, J. M.; Matson, P. A.; MacNeal, R. J.; Molion, L. C. B.; Navarro, R. L.; Rabine, V.; Snell, R. L., The Amazon boundary layer
experiment: Wet season 1987. Journal of Geophysical Research, v. 93, n. D10, p.16721-16736. Sep. 1990.
Hendon, H. H.; Woodberry, K. The diurnal cycle of tropical convection, Journal of Geophysical Research, v. 98, n. D9, p.16623-16637. Sept. 1993.
Holton, J. R. An introduction to dynamic meteorology. 2 ed. San Diego: Academic Press , v. 23, p. 394. 1979. International Geophysics Series.
Janowiak, J.E.; Arkin, P. A.; Morrissey, M., An examination of the diurnal cycle in oceanic tropical raifall using satellite and in situ data. Monthly Weather Review, v. 122, n. 10, p. 2296-2311. Oct. 1994.
161
Laurent, H. Wind extraction from meteosat water vapor channel image data. Journal of Applied Meteorology, v. 32, n. 6, p.1124-1133. Jun. 1993.
Laurent, H.; Machado, L. A. T.; Morales, C. A.; Durieux, L. Characteristics of the Amazonian mesoscale convective systems observed from satellite and radar during the WETAMC/LBA experiment. Journal of Geophysical Research Atmospheres, Atmospheres, v. 107, n. D20, Ant. 8054, Sept-Oct. 2002.
Liebmann, B.; Marengo, J.; Glick, J.; Wainer. I.; Kousky, V.; O Massambani. Comparison of Long wave radiation, divergence and rainfall in the Amazon basin on subseasonal scales. Journal of Climate, v. 11, n. 11, p. 2898-2909. Nov. 1998.
Machado, L. A. T.; Desbois, M.; Duvel, J. P. Strutural characteristics of deep convective systems over tropical Africa and the Atlantic-Ocean. Monthly Weather Review, v. 120, n. 3, p. 392-406. Mar. 1992.
Machado, L. A. T.; Rossow, W. B. Strutural characteristics and radiative properties of tropical cloud clusters. Monthly Weather Review, v. 121, n. 12, p. 3234-3260. Dec. 1993.
Machado, L. A. T., Rossow, W. B., Guedes, R. L., Walker, A. W. Life cycle of
mesoscale convective systemas over the Américas. Monthly Weather Review, v. 126, n. 6, p. 1630-1654. Jun. 1998.
Machado, L. A. T., Laurent, H., Lima, A. A. The diurnal march of the convection observed during TRMM-WETAMC/LBA. Journal of Geophysical Research Atmospheres, v. 107, n. D20, Ant. 8064, Sept-Oct. 2002.
162
Machado, L. A. T. The Amazon energy budget using the ABLE-2B and FluAmazon data. Journal Atmospheric. Sciences, v. 57, n. 18, p. 3131-3143. Sept. 2000.
Marshall, T. S., Palmer, W. MaK. The distribution of raindrops with site. Monthly Weather Review, v. 106, n. 1, p. 165-166. Jan. 1993.
Mintz,Y. A brief review of the present status of global precipitation measurements. Precipitation measurements from space- Workshop Repost, Greenbelt, NASA, Goddard space Flight center (MD D10-D18). 1981.
Molion, L. C., Resultados preliminares do experimento micrometeorológico na floresta amazônica. Revista Brassileira de Engenharia – caderno de hidrologia, n. 3. 1985.
Petty, G. W.; Katsaros, K. B. Nimbus-7 SMMR precipitation observations calibrated against surface radar during TAMEX. Journal of Applied Meteorology, v. 31, n. 6, p. 489-505. Jun. 1992.
Richards, F.; Arkin, P. On the relationship between satellite-observed cloud cover and precipitation. Monthly Weather Review, v. 109, n. 5, p. 1081-1093. May. 1981.
Rickenbach, T. M.; Nietro-Ferreiro, R.; Halverson, J.; Silva Dias, M. A. F. Mesoscale properties of convection in western Amazônia in the context of the large-scale wind field. Submitted Journal of Geophysical Research, 2001.
Rickenbach, T.; Cifelli.; Halverson, J.; Kucera, P.; Thiele, O. Convective systems in contrasting regimes during TRMM-LBA in Rondônia, Brasil. 15th Hydrology Conference, Long Beach, Ca, USA.MAS Publ , p. 329-332. 2000.
Sakamoto, M. S.; Laurent, H. Cálculo da divergência no topo de sistemas convectivos tropicais utilizando campos de vento derivados de imagens do canal do d’água
163
do satélite Meteosat. [CD-ROM]. In: Congresso Brasileiro de Meteorologia, 10.,1998, Campos do Jordão. Anais...Rio de Janeiro: SBMet, 1998.
Sakamoto, M. S.; Laurent, H. Estimativa de Campos de Vento a partir de Imagens de