Métodos Utilizados

Para encontrar características de casos onde os sistemas frontais, ao interagir com a ZCAS, contribuem para sua intensificação ou formação, assim como no desenvolvimento de tempestades, o trabalho seguiu os seguintes passos: (i) Para a identificação de um sistema frontal assim como a ZCAS, foi inicialmente realizada uma análise sinótica predominante na região através da seleção de imagens de satélite, cartas sinóticas de superfície do CPTEC/INPE, e dados de reanálises atmosférica global do modelo ERA-Interim do ECMWF; (ii) após selecionar episódios preferenciais, foi selecionado para uma análise inicial o caso ocorrido entre os dias 13 a 16 de janeiro de 2007. Os campos analisados pela reanálise ERA-Interim são os de temperatura do ar a 2m, espessura da camada, pressão ao nível médio do mar com vento a 10m, divergência de umidade e barbelas de vento em 850 hPa, magnitude do vento em 200 hPa, velocidade vertical e altura geopotencial em 500 hPa, temperatura potencial equivalente (Theta-e) em 500 hPa. Com relação aos dados do modelo GPCP, serão utilizados para o estudo da precipitação acumulada.

3.1.1 Análise de Sistemas Frontais.

Para analisar a passagem de sistemas frontais na Região Sudeste, no respectivo estudo de caso, foi aplicado o método de identificação das frentes frias apresentado no trabalho de (RODRIGUES et al., 2004); dada pela seguinte ordem:

a) Giro do vento de quadrante norte para quadrante sul, o que representa uma inversão no sinal do vento meridional de negativo para positivo;

b) Permanência do vento sul por pelo menos mais de um dia

c) Queda de temperatura no momento do giro do vento, ou até dois dias depois, de pelo menos 0.5ºC.

RODRIGUES et al. (2004) salientam que uma frente fria que transita latitudes médias pode ser identificada através das variações dos campos de temperatura em superfície e vento, onde a mudança da direção do vento caracteriza o momento em que o sistema penetra a superfície. Com relação à penetração do anticiclone pós-frontal, pode estar relacionado ao giro do vento, tendo uma diminuição gradativa da temperatura em 1000hPa.

3.1.2 Análise de ZCAS

Com base nos dados da reanálise do modelo ERA-Interim, pretende-se detectar um episódio de ZCAS através da metodologia utilizada por Quadro (1994), onde é observado nos respectivos campos meteorológicos em um período de pelo menos quatro dias as seguintes condições:

a) convergência de umidade entre baixos e médios níveis (850 e 500 hPa);

b) Fluxo em 500 hPa apresentando um cavado na costa leste da América do Sul aliado a uma faixa de movimento vertical ascendente com orientação noroeste-sudeste localizada em níveis médios da troposfera; c) na faixa de nebulosidade convectiva uma crista é detectada no nível de 500hPa associada ao campo de temperatura potencial equivalente (θe) onde ocorre um forte contraste ao sul da faixa de nebulosidade, que separa a massa de ar quente e úmida vinda dos trópicos e a massa de frio e seco vindo de regiões de latitudes médias e altas;

d) em níveis altos da troposfera (200 hPa), é observado uma área de vorticidade relativa positiva (ζ).

É importante salientar que a reanálise possui altíssima resolução espacial (0,5º de longitude e latitude). Posteriormente é feita uma análise dos padrões termodinâmicos e dinâmicos do sistema, em termos da localização e estrutura vertical.

3.1.3 Cartas Sinóticas de Superfície

As cartas sinóticas de superfície permitem que o meteorologista adquira o conhecimento sobre a situação atual através de identificação de massas de ar, sistemas frontais, cavados, ZCAS, ZCITs entre outros sistemas sinóticos. Também é possível complementar a caracterização das tempestades locais que causam eventos de tempo severo, além de outros fenômenos atmosféricos de escala sinótica (MARCELINO, 2004).

3.1.4 Equações Dinâmicas Governantes

As principais equações empregadas dentro deste estudo, para interpretação dos resultados encontrados como variáveis diretas e derivadas para descrever os sistemas frontais e a ZCAS são; a altura geopotencial, Velocidade vertical ômega (VV), Divergência do fluxo de umidade (DU), Temperatura Potencial Equivalente (Өe).

Altura Geopotencial (Z)

Levando em consideração qualquer localização no planeta Terra a uma dada altura z, o geopotencial Ф(z) (cuja unidade é J kg⁻¹ ou m² s⁻²) é a quantidade de trabalho realizado ao contrario do campo gravitacional terrestre para levantar uma massa de 1 kg de ar do nível do mar até a altura z. O cálculo de Ф é realizado através da Equação 1.

Φ (z) = ∫ g dz

z 0

(1)

onde g é a aceleração da gravidade (m s⁻²) à uma altura z (m). A altura geopotencial z, é medida em metros (Equação 1), e é calculada pela razão entre o Ф(z) e a aceleração da gravidade média na superfície terrestre

(go=9,81 m s⁻²). Portando, maior valor de Z está associado com mais gasto de energia para elevar uma parcela de ar até a altura z, o que é um indicativo de maior estabilidade atmosférica em relação às situações onde Z é menor. Entretanto a altura geopotencial, pode ser definida como:

𝑍 = Φ (z)

𝑔o (2)

Divergência do fluxo de umidade (DU)

A divergência do fluxo de umidade (s⁻¹) é calculada através da Equação 3.

𝐷𝑈 = 𝛻. (𝑞𝑉 ) = (𝛻 𝑞) 𝑉 + 𝑞 (𝛻 . 𝑉) (3)

onde V o vetor de ventos zonais e meridionais e q é a umidade específica. Se DU > 0 temos divergência de vapor d'água por segundo.

Velocidade vertical ômega (VV)

A velocidade vertical na atmosfera (ômega) pode ser deduzida através da equação da continuidade pelo campo de vento horizontal. Levando em consideração a coordenada vertical com termos da pressão, a equação 3, relaciona a velocidade vertical (VV em hPa s⁻¹) e a divergência de massa.

𝜕ω

𝜕𝑝 = −𝛻 . V (4) onde ∇⋅V é o divergente dos ventos horizontais. Da Equação 4 determina- se que, quando o divergente dos ventos horizontais é positivo (divergência), a velocidade vertical é negativa (ascendente) e vice-e-versa

Temperatura Potencial Equivalente (Өe)

Segundo Horton (1972) a temperatura potencial equivalente Өe é definida como a temperatura final que uma parcela de ar atinge quando é: (1) levantada adiabaticamente até seu Nível de Condensação por Levantamento (NCL); (2) levantada novamente, pseudo adiabaticamente,

liberando o calor latente de condensação, até um nível de pressão p; (3) trazida adiabaticamente de volta ao nível de referência (usualmente 1000 hPa). O calculo de Өe foi realizado seguindo a metodologia de Bolton (1980) e Guedes (1985) a partir dos dados de umidade relativa e temperatura do ar para um nível de pressão fixo (p), como mostrado na Equação.

𝜃𝑒 = 𝜃 𝑒𝑥𝑝 [(3,376

𝑇𝐿 − 0,00254) 𝑟 (1 + 0.00081 𝑟)] (5) onde Ө é a temperatura potencial (Equação 6)

θ = Tk (1000

p )

0,286 (1 – 0,28 x10( −3r)

(6) Onde TL a temperatura da parcela de ar no NCL (Equação 7)

𝑇𝐿 = 1 1 𝑇𝑘 − 55− 𝑙𝑛(₁₀₀₎𝑈𝑅 2840 + 55 (7)

No entanto r é a razão de mistura, calculada de acordo com Wallace e Hobbs (2006, p. 82) pela Equação 8, e TK a temperatura do ar em graus Kelvin

r = 0,622 es p − es(

UR

100) (8) onde es é a pressão de saturação do vapor d'água, obtida de acordo com Bolton (1980) pela Equação 9

es = 6,112 exp(

17,65Tc

Tc+243,5) ₍₉₎