4.3 Estrutura termodinâmica da atmosfera e convecção intensa na Amazônia
4.3.2 Perfis termodinâmicos antes da convecção profunda
Analisou-se como a atmosfera se comporta termodinamicamente antes da ocorrên- cia da convecção profunda, com uma, duas e três horas de antecedência ao horário em que ocorreram os máximos valores de precipitação. As análises são realizadas com base na média entre todos os ECP que aconteceram nos quatro pontos de estudo, e são feitas somente para esse tipo de evento por que ele é o tipo que possui uma maior amostragem de dados (Tabela 3.4).
Os perfis de temperatura do ar (Figura 4.35) mostram que, assim como observado na Figura 4.23, não existem diferenças consideráveis que possam preceder a ocorrrência da precipitação. Mas, à noite, é possível observar uma tendência da média troposfera se manter mais fria com uma hora de antecedência da convecção profunda, em relação a três horas antes do evento convectivo.
Figura 4.35: Perfil vertical médio da temperatura do ar, na Amazônia Central, às 08 (a) e 20 HL (b). Esses perfis são antecedentes aos eventos convectivos que ocorreram 1, 2 e 3 horas depois do lançamento da radiossonda.
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Nos perfis de razão de mistura (Figura 4.36), na baixa troposfera, houve aumento uma hora antes da ocorrência de ECP, o que mostra que a atmosfera necessariamente precisa ter altos valores de umidade para que eventos convectivos profundos ocorram. O oposto acontece nos níveis próximo a superfície, onde se observa que a umidade é maior com 2 e 3 horas antes da convecção profunda, o que é mais notável às 20 HL. Isso indica que a umidade é transportada para níveis superiores 3 e 2 horas antes, reduzindo a umidade próximo a superfície. Durante a noite, uma “camada” de ar relativamente menos úmida aparece no nível de 750 hPa, 3 horas antes do ECP.
Vale ressaltar, que nessas análises é considerada somente a hora em que o evento apresenta a precipitação igual ou maior que 20 mm/hora, o que não significa que antes ou depois desse período o sistema não precipitou, e essa precipitação (menor que 20 mm/hora) também contribui para a alteração da distribuição vertical de umidade na atmosfera. Logo, uma análise considerando somente ECP que duraram uma hora poderia indicar resultados mais satisfatórios.
Figura 4.36: Perfil vertical da razão de mistura, na Amazônia Central, às 08 (a) e 20 HL (b). Esses perfis são antecedentes aos eventos convectivos que ocorreram 1, 2 e 3 horas depois do lançamento da radiossonda.
Em relação ao comportamento do vento, a componente zonal (Figuras 4.37) tam- bém é predominante de leste, ao longo de toda a troposfera. O cisalhamento do vento é observado nos três horários, tendendo a ser mais intenso com uma hora antes da preci- pitação intensa. Ou seja, ocorre um aumento do cisalhamento do vento entre 3 e 1 hora antes da convecção profunda.
A componente meridional (Figura 4.38) apresenta algumas variações consideráveis na baixa troposfera. Os ventos tendem a ser mais de sul a medida que aproxima a convecção profunda. O vento meridional indica que existe uma influência da circulação de brisa fluvial na intensificação da convecção profunda. E essa influência é maior durante
a noite, por que nesse período do dia o contraste térmico entre o rio e o continente é maior, o que intensifica a brisa, e essa intensifica a convecção profunda.
Portanto, de uma forma geral pode-se dizer que, antes da ocorrência da convecção profunda ocorre uma leve queda na temperatura do ar, um aumento da umidade na baixa troposfera, devido a convergência de umidade de grande escala e a umidade que sai do rio negro em direção ao continente (pelo processo de brisa). Além disso, se observa um aumento do cisalhamento do vento entre a superfície e 800 hPa. E esses fatores contribuem para a formação e intensificação da convecção profunda.
Figura 4.37: Perfil vertical médio da componente zonal do vento, na Amazônia Central, às 08 (a) e 20 HL (b). Esses perfis são antecedentes aos eventos convectivos que ocorreram 1, 2 e 3 horas depois do lançamento da radiossonda.
Figura 4.38: Perfil vertical médio da componente meridional, na Amazônia Central, às 08 (a) e 20 HL (b). Esses perfis são antecedentes aos eventos convectivos que ocorreram 1, 2 e 3 horas depois ao lançamento da radiossonda.
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4.3.3
Estabilidade da atmosfera
Nesta seção será analisada a estabilidade da atmosfera através dos parâmetros CAPE e CINE, assumindo que a parcela sai da superfície e ascende na atmosfera de duas maneiras: a) com a temperatura do nível de origem; b) com a temperatura máxima do dia. A condição b foi aplicada somente para as sondagens das 08 HL.
A Figura 4.39 mostra a relação CAPE x precipitação para as situações a e b cita- das acima. Observa-se uma grande variação nos valores de CAPE e precipitação, entre os eventos convectivos. Isso era esperado, pois a CAPE é apenas a forçante termodinâmica necessária para que se tenha convecção. Isto é, ela é útil para medir a quantidade de flutuabilidade na atmosfera para conduzir correntes ascendentes (Machado et al., 2004). O fato de ela existir não garante que ocorrerá convecção úmida. Para episódios de con- vecção profunda (ECP), a CAPE esteve entre 1000 e 3000 J.kg−1, e com altos valores
de precipitação (≥ 40 mm/hora). E quando é considerado que a parcela ascende na at- mosfera com a situação b (Figura 4.39b), os eventos ficam concentrados no intervalo de 1500-3200 J.kg−1. Alguns eventos apresentam valores de CAPE maiores que 4000 J.kg−1,
porém com precipitação de apenas 20 mm/hora, aproximadamente.
Figura 4.39: Relação entre precipitação e CAPE para ECP, ECMP e ECQ, na Amazônia Central. A parcela ascende na atmosfera, a partir da superfície, com: (a) a temperatura da sondagem; (b) a máxima temperatura do dia.
Dentre os eventos convectivos analisados, aqueles que apresentam valores de CAPE abaixo de 1000 J.kg−1 talvez ocorreram pelas seguintes situações:
1 - esses eventos tiveram influência de forçantes dinâmicas de meso a grande escalas (ex: efeio da circulação local, ZCAS, ZCIT, LI’s). Essa forçante tem como função levantar a parcela até o seu nível de convecção espontânea (NCE), a partir do qual a parcela passa a ascender com uma maior velocidade, atingindo o seu nível de equilíbrio (NE) mais rápido, o que torna a CAPE menor;
2 - antes do horário em que se observou o valor de precipitação maior que 20 mm/hora, já havia ocorrido precipitação, a qual “desgasta” a CAPE, na hora ou depois da chuva.
Por outro lado, grande parte dos valores de CINE (gráfico não mostrado) foram maiores que 10 J.kg−1, em sua maioria na ocorrência de ECP. Isso mostra que, quando
a convecção foi profunda, a parcela precisou de mais energia, para sair de uma camada estável e passar a subir na atmosfera livremente. Ou seja, a CINE se apresentou como uma barreira para a liberação de instabilidade condicional (Williams e Rennó, 1993).
No geral, os resultados diferem um pouco da Tabela 4.7, criada por Bluestein (1993), a qual mostra alguns limiares de CAPE necessários para que ocorra determinada condição de instabilidade. No presente estudo todos os casos são de precipitação intensa (≥ 20 mm/hora). A CAPE variou de 100 a 5000 J.kg−1, e as chuvas mais fortes (≥ 40
mm/hora) tiveram no intervalo de 1000 ≤ CAPE ≤ 3200 J.kg−1.
Tabela 4.7: Valores de CAPE associados a condições de instabilidade, segundo Bluestein (1993). Fonte: Adaptada de Bluestein (1993).
CAPE (J.kg
−1)
Condição de instabilidade
500 ≤ CAPE < 1000
Convecção fraca
1000 ≤ CAPE < 2500
Convecção moderada
CAPE > 2500
Convecção forte
Para uma melhor visualização dos resultados, a Tabela 4.8 mostra o percentual, para diferentes intervalos de CAPE (calculados com a temperatura máxima do dia), em que ocorreu cada tipo de evento convectivo. Nota-se que para os três tipos de eventos a predominância ocorre a partir de CAPE > 1000 J.kg−1, sendo que CAPE > 2500
J.kg−1 só ocorre quando há convecção profunda ou menos profunda. Ressalta-se que esses
maiores valores (principalmente acima de 3000 J.kg−1), em sua maioria, são equivalentes
as sondagens realizadas às 20 HL. Para esses casos, dois fatores colaboraram para que máximos valores de CAPE ocorressem: 1 - a forçante termodinâmica (aquecimento diurno) que atua fortemente na instabilização da atmosfera ao longo do dia, pois na ausência de uma forçante dinâmica, maior tem que ser a CAPE para que ocorra a formação de nuvens convectivas profundas em escala local (Mota e Nobre, 2006); 2 - no período noturno ocorre o fenômeno de circulação de brisa fluvial na área de estudo (conforme já discutido nas seções anteriores), o qual instabiliza mais ainda a atmosfera. Portanto, esses dois fatores juntos podem explicar os máximos valores de CAPE (> 2500 J.kg−1) que ocorreram nas
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Tabela 4.8: Frequência (%) de ECP, ECMP e ECQ que ocorreram, na Amazônia Central, com diferentes intervalos de CAPE.
Evento convectivo CAPE < 1000 1000 ≤ CAPE ≤ 2500 CAPE > 2500
ECP
7,3
48,8
43,9
ECMP
14,3
28,6
57,1
ECQ
28,6
71,4
0
O mais curioso é que o maior percentual nos máximos de CAPE é justamente para ECMP (57,1 %), os quais possuem um menor desenvolvimento vertical da nuvem, em relação aos ECP. Isso, mais uma vez, justifica a presença da circulação fluvial (forçante dinâmica), que acelera a parcela e ela atinge o NE mais rápido. Para o intervalo de 1000 ≤ CAPE ≤ 2500 J.kg−1, os ECQ apresentam os maiores percentuais, de 71,4 %.
E todos os eventos ocorreram pela manhã, período esse em que se observou uma maior frequência de precipitação nos locais mais próximos ao rio, decorrente de nuvens formadas pela circulação local.
Pode-se observar ainda que, forçantes dinâmicas de grande escala desempenham um forte papel nos processos convectivos que ocorrem na área de estudo, pois 7,3 % dos ECP e 14,3 % dos ECMP apresentaram CAPE < 1000 J.kg−1. Ou seja, nesses casos a
atmosfera praticamente dependeu somente de sistemas meteorológicos de grande escala para a formação da convecção profunda
Esses resultados mostram que, na Amazônia Central, a instabilidade termodinâ- mica não é um fator determinante para a ocorrência da convecção profunda, pois ela se mostra presente em todos os tipos de eventos convectivos precipitantes. Isso indica que para a Amazônia Ocidental, a CAPE é uma condição necessária para a formação de convecção profunda, mas não é o suficiente. A forçante dinâmica desempenha um papel importante para a formação da convecção intensa, desde a mais rasa até a mais profunda. É importante mencionar que, apesar da baixa amostragem de dados (de perfil da atmosfera) para alguns eventos analisados nesse estudo, se considera que os resultados encontrados são satisfatórios. Contudo, as análises poderiam ter melhores resultados se fosse considerado o efeito da sazonalidade nos perfis termodinâmicos, assim como, na análise da estabilidade da atmosfera. Isso e outras sugestões são citadas na seção de trabalhos futuros.