O papel da topografia nas linhas de instabilidade no leste da Amazônia / Flávio Augusto Farias d'Oliveira; Orientadora: Julia Clarinda Paiva Cohen - 2013 Este trabalho avaliou, por meio de estudos observacionais e modelagem numérica, o papel da topografia no desenvolvimento de linhas de instabilidade ocorridas no litoral do estado do Pará. Utilizando a precipitação estimada pelo satélite CMORPH (http://www.cpc.ncep.noaa.gov), com resolução espacial de 0,25°, quantificação da precipitação acumulada associada aos dias em que ocorreram linhas de instabilidade do tipo espalhamento 2 nos anos 2003 a 2010.
Através de simulação numérica com o modelo regional BRAMS (http:// http://brams.cptec.inpe.br) de um estudo de caso de uma linha de instabilidade ocorrida em 30 de maio de 2011, o papel da topografia durante seu desenvolvimento desde a formação , às 15h00 locais, até 18 horas após a sua formação. Observou-se que a precipitação associada a este tipo de linha de instabilidade se intensifica à medida que se espalha para o interior. A precipitação máxima é observada em uma região de topografia de até 300 metros, onde o índice pluviométrico desta linha de instabilidade é mais intenso.
LIC - Linha de Instabilidade Costeira LIP1 - Linha de Instabilidade de Propagação Tipo 1 LIP2 - Linha de Instabilidade de Propagação Tipo 2 LOS - Sistemas Locais Emergentes. Molion estudou as circulações de macro e mesoescala que operam na Amazônia e os processos dinâmicos que organizam e impulsionam as chuvas. Segundo este autor, os mecanismos que provocam chuvas na Amazônia podem ser agrupados em 3 tipos: a) convecção diurna resultante do aquecimento da superfície e de condições favoráveis em larga escala; b) linhas de instabilidade originadas na costa nordeste da costa atlântica ec) meso e grandes aglomerados convectivos associados à penetração de sistemas frontais na região sul-sudeste do Brasil, interagindo com a região amazônica. O litoral norte e nordeste do Brasil está sob influência de diversos sistemas atmosféricos de precipitação onde se destacam linhas de instabilidade (LI).
Portanto, o objetivo deste trabalho é analisar o papel da topografia do noroeste do Paraná no desenvolvimento das linhas de instabilidade, que se formam ao longo do litoral.
OBJETIVO GERAL
OBJETIVOS ESPECÍFICOS
Amazônia Atlântica, como Cohen et al. 1995) observaram casos de LI com forte atividade convectiva à noite quando este sistema atravessava a região. A linha de instabilidade tropical foi descrita pela primeira vez como um fenômeno meteorológico distinto por Hamilton e Archbold (1945). Gamache e Houze (1982) definem uma linha de instabilidade tropical como uma região na frente de uma perturbação de propagação de mesoescala.
Em geral, há muita precipitação na região da bigorna, enquanto na região da bigorna, em contraste com a intensa região convectiva da linha de instabilidade, apresenta uma estrutura principalmente estratiforme (Figura 1.1). As linhas tracejadas representam o fluxo relativo ao sistema em escala convectiva, enquanto as setas representam o fluxo em mesoescala. COS são sistemas de mesoescala em escala sinótica que geralmente têm uma forma linear que se formam na costa norte-nordeste do Brasil e se espalham para o interior.
Esses sistemas se formam ao longo da costa norte-nordeste da América do Sul devido à convecção causada pelas brisas marítimas (KOUSKY, 1980) e são chamados de Linhas de Instabilidade Costeira Amazônica (ACSL) (GARSTANG et al, 1994). Kousky (1980) constatou que o horário de maior atividade convectiva em Belém (próximo à área de formação do sistema) ocorre no período da tarde, enquanto a precipitação máxima no interior do continente ocorre principalmente à noite e início da manhã, possivelmente associada a essas linhas de instabilidade. . Cohen (1989) classificou os sistemas com base na sua distribuição no continente: Linhas de Instabilidade Costeira (LIC), que se propagam até 170 km da costa; Linha de Instabilidade com propagação tipo 1 (LIP1), propagando-se entre 170 e 400 km offshore; e Linhas de Instabilidade com Propagação tipo 2 (LIP2), que se propagam acima de 400 km da costa.
Esses sistemas têm ocorrência máxima em julho e máximo secundário em maio. Outro resultado encontrado por esses autores foi que 12 eventos desses sistemas ocorreram durante a segunda fase do ABLE-2B (Experimento da Camada Limite da Amazônia), realizado entre abril e maio de 1987, e foram responsáveis por 40% de todas as chuvas registradas durante o experimento. O autor constatou que cerca de 30% da precipitação na região do CLA está associada a ILs, mas que como existe uma grande variabilidade interanual (10 a 60%), uma alta frequência de ocorrência de ILs não garante que haja uma grande variabilidade mensal. acúmulo de precipitação naquela área. 1995) definiu as principais características desses sistemas, bem como apontou que as perturbações oscilatórias de leste no Oceano Atlântico e as fontes de calor transitórias na Amazônia ocidental poderiam atuar na intensificação dos jatos de leste, culminando na propagação de LIs para o interior da bacia amazônica.
Esses autores também estudaram a penetração de LIs na região da Amazônia Central durante o experimento ABLE-2B (GARSTANG et al., 1994) em abril-maio de 1987. Cohen e Fitzjarrald (2008), utilizando um modelo de alta resolução, sugeriram que o A topografia acentuada encontrada de 400 a 500 metros no noroeste do Pará e sul do Amapá também desempenha um papel importante na manutenção das LIs durante o período da madrugada, quando esses sistemas normalmente ocorrem naquela região. Para atingir o primeiro objetivo específico foi realizada uma análise observacional do LIP2, enquanto para o segundo objetivo específico foi selecionada uma instância de um LIP2, que foi utilizada na simulação numérica.
OBSERVACIONAL
SIMULAÇÃO NUMÉRICA
O Sistema de Modelagem Atmosférica Regional (RAMS), do qual deriva o BRAMS (FREITAS et al., 2009), foi desenvolvido pela Colorado State University e é uma combinação de vários modelos (PIELKE et al., 1992). Segundo Cotton et al. 2003), o modelo possui um conjunto de opções físicas que podem ser modificadas dependendo do tipo de estudo que está sendo realizado. O BRAMS permite o aninhamento de múltiplas grades, nas quais grades mais finas podem ser usadas para resolver fenômenos de pequena escala, enquanto grades grosseiras podem ser inseridas na grade fina para simular sistemas de grande escala.
Também foram utilizados dados CMORPH na mesma resolução da primeira fase, para obtenção da taxa de precipitação associada a este LIP2, para fins de comparação com os resultados encontrados na simulação numérica. As simulações foram realizadas utilizando duas grades cuja resolução horizontal foi de 72 km para a grade 1 e 24 km para a grade 2. Para inicializar o modelo, foram utilizadas reanálises do Centro Nacional de Predição Ambiental (NCEP), dados de vegetação do Instituto Nacional de Pesquisas Espaciais (INPE), dados de topografia global do Serviço Geológico dos Estados Unidos (USGS) e dados de Temperatura da Superfície do Mar (SST). da Administração Oceânica e Atmosférica Nacional (NOAA).
Cohen (2002) explica que este esquema determina a precipitação assumindo que a coluna atmosférica é estabilizada por convecção à mesma taxa que o escoamento em grande escala desestabiliza. Inicialmente foi realizada uma integração numérica de 24 horas, das 12 UTC do dia 30 às 12 UTC do dia 31 de maio de 2011, que corresponde ao período em que o LIP2 se forma até passar pela região de Santarém.
OBSERVACIONAL
SIMULAÇÃO NUMÉRICA
A Figura 3.4 mostra a diferença na taxa de precipitação encontrada nos experimentos Teste e Controle, onde valores negativos significam que a precipitação no experimento Controle foi maior que a obtida pelo Teste. Assim, onde há uma topografia mais elevada, a precipitação associada ao LIP2 foi maior no experimento Controle do que encontrada no experimento Teste. É possível que as ondas de gravidade interna desempenhem um papel na manutenção da convecção associada ao LIP2 durante as primeiras horas da manhã, uma vez que não há energia disponível para convecção neste horário, conforme sugerido por Molion (1987).
Usando a precipitação estimada pelo CMORPH, uma análise observacional da precipitação relacionada ao LIP2 no leste da Amazônia de 2003 a 2010 pode ser feita, e analisando um estudo de caso do LIP2 através de simulação numérica com o modelo regional BRAMS, o papel da topografia pode ser analisado no noroeste. Pará no desenvolvimento deste sistema convectivo. Verificou-se que a precipitação associada ao LIP2 se intensifica à medida que entra no continente, especialmente na região de topografia mais elevada encontrada a noroeste do Pará e ao sul do Amapá. Este resultado contrasta com o proposto por Molion (1987) em que a precipitação mínima na região de Santarém estaria associada à passagem da madrugada do LIP2 com menor atividade convectiva.
Os resultados da simulação numérica BRAMS, dos experimentos de Controle e Teste, confirmam que esta topografia tem importante influência na manutenção do LIP2 durante o período da madrugada, que é quando este sistema convectivo se propaga nesta região. Estes resultados são consistentes com Cohen e Fitzjarrald (2008), que sugeriram que esta topografia afeta a TI na região. CMORPH: Um método que produz estimativas de precipitação global a partir de dados passivos de microondas e infravermelho em alta resolução espacial e temporal.
Fatores associados ao início de linhas de instabilidade na região do Centro de Lançamento de Alcântara em julho.
