INSTITUTO NACIONAL DE PESQUISAS DA AMAZÔNIA - INPA PROGRAMA DE PÓS-GRADUAÇÃO EM CLIMA E AMBIENTE
CONVECÇÃO PROFUNDA NA AMAZÔNIA CENTRAL
Ludmila Monteiro da Silva Tanaka
Manaus, Amazonas
Abril, 2014
CONVECÇÃO PROFUNDA NA AMAZÔNIA CENTRAL
Orientador: Dr. Prakki Satyamurty
Coorientador: Dr. Luiz Augusto Toledo Machado
Coorientadora: Dra. Maria Aurora Santos da Mota
Tese apresentada ao Instituto Nacional
de Pesquisas da Amazônia como parte
dos requisitos para a obtenção do título
de Doutor em Clima e Ambiente.
Manaus, Amazonas
Abril, 2014
T161 Tanaka, Ludmila Monteiro da Silva
Convecção profunda na Amazônia Central/Ludmila Monteiro da Silva Tanaka. - - - Manaus: [s.n.],2014.
xvii, 105 f. : il. color.
Tese (Doutorado) - - - INPA/UEA, Manaus, 2014. Orientador: Prakki Satyamurty.
Coorientador: Luis Augusto Toledo Machado, Maria Aurora Santos da Mota.
Área de concentração: Clima e Ambiente.
1. Precipitação-Manaus. 2. Umidade. 3. Ciclo diurno. I. Título.
CDD 551.577
Sinopse:
Estudou-se a distribuição espaço-temporal da precipitação, e a relação entre a atividade convectiva úmida e a distribuição vertical de vapor d’água na Amazônia Central. Variáveis como precipitação, umidade, temperatura e vento foram analisadas.
iv
A meus pais Emanuel e Maria, à minha irmã Ludineia e ao meu esposo
Bruno Portela
AGRADECIMENTOS
Agradeço a Deus por sempre me guiar ao melhor caminho a seguir, e por permitir o bom andamento deste trabalho;
Agradeço a CAPES pela disponibilidade da bolsa de doutorado;
Ao Dr.Prakki Satyamurty pela orientação, contribuição, conselhos e ajuda indispensáveis na realização deste trabalho;
Ao Dr. Luiz Augusto Toledo Machado pela coorientação e sugestões;
A Dra. Maria Aurora Santos da Mota pela coorientação, conselhos e amizade;
Aos professores e colegas do Programa de Pós-Graduação em Clima e Ambiente, pelos ensinamentos e amizade;
Ao Instituto Nacional de Meteorologia (INMET) de Manaus e a Universidade do Estado do Amazonas (UEA), pelo fornecimento dos dados de precipitação do INMET;
A Coordenação de Dinâmica Ambiental (CDAM)/INPA, pela disponibilidade dos dados de precipitação da estação meteorológica da Reserva Florestal Adolfo Ducke;
Ao LBA pelos dados de precipitação coletados na torre da K34, localizada na Reserva Biológica do Cuieiras;
Ao Dr. David Adams pela ajuda no início deste trabalho, e pelo fornecimento de alguns dados meteorológicos;
Ao amigo Paulo Barni pela confecção da Figura 3.2 deste trabalho;
A Antônio Carlos da Rosa e Andrea Nina da Rosa, pela ajuda essencial durante o início do doutorado;
A diretora, Dra. Regina Alvalá, pela permissão para utilização da infraestrutura do CEMADEN no período da conclusão dos trabalhos;
Ao meu esposo Bruno Portela pelo apoio, confiança, companhia, conselhos e paciência, que foram fundamentais para a concretização deste trabalho;
Aos meus pais e irmã, que sempre torcem pelo meu trabalho e são incentivos para meu sucesso;
As amigas Josiane Sarmento, Renata Itaparica e Rosana Itaparica, que sempre me apoiam e me aconselham;
Aos amigos Irani e Marcelo de Pádua, pela grande ajuda durante o final do doutorado; A todos aos amigos que de alguma maneira colaboraram para o bom andamento desta pesquisa.
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“A persistência é o menor caminho do êxito”.
RESUMO
A região Amazônica apresenta em demasia os principais elementos para a formação de convecção profunda: vapor d’água, instabilidade e energia potencial convectiva disponível (CAPE). Porém a marcha diurna da convecção úmida nessa região é oriunda de uma complexa interação de escalas convectivas que variam desde a pequena até a grande escala. O objetivo geral desta pesquisa foi entender a relação entre a atividade convectiva úmida e a distribuição vertical de vapor d’água na Amazônia Central. Para isso, dados de precipitação de quatro estações, temperatura de topo da nuvem (CTT) e radiossondagens foram utilizados. Esse banco de dados possui informações no período de 2006 a 2011. A região de estudo incluiu uma área de, aproximadamente, 4800 km2, centrada na cidade de
Manaus-AM. As análises foram realizadas em quatro sítios, dois representativos de área de floresta e dois representativos de área urbana. A metodologia consistiu primeiramente em avaliar a variabilidade sazonal e diurna da precipitação, em termos de sua intensidade e frequência. Posteriormente se fez uma classificação de eventos de convecção profunda baseada no percentil de 95 % da precipitação e em valores limiares de CTT. A partir dos eventos selecionados se fez análises da intensidade dos mesmos, da hora de ocorrência e tempo de duração da precipitação oriunda da convecção profunda. Também se analisou os perfis de umidade, temperatura e vento relacionados aos eventos convectivos, assim como, a estabilidade da atmosfera. Os resultados mostraram que a precipitação em áreas de floresta é 20 % maior que nas áreas urbanas, principalmente nas primeiras horas da tarde. A frequência de eventos de chuva variou com a hora do dia, enquanto que a intensidade média das chuvas não. Para todos os locais analisados, na estação chuvosa (NOV-MAI), a frequência da precipitação foi, aproximadamente, três vezes maior que na estação seca (JUN-OUT) e o pico da frequência diurna no período da tarde foi mais pronunciado nas áreas de floresta. Frequências mais elevadas nas primeiras horas da manhã perto do rio foram, possivelmente, devido ao efeito de brisa do rio. Cerca de 76,3 % das chuvas mais intensas (≥ 20 mm/hora) foram provocadas por eventos convectivos profundos (ECP), os quais são mais frequentes na estação chuvosa e em áreas de floresta. Dentre os perfis verticais da atmosfera, a umidade foi a variável que mostrou maiores diferenças entre os ECP e demais tipos de eventos precipitantes e não precipitantes, principalmente na camada de 900 a 500 hPa. A umidade nessa camada é determinante para a ocorrência da transição da convecção rasa para a convecção profunda. Por fim, as análises de CAPE mostraram que a instabilidade termodinâmica não é um fator limitante para a ocorrência da convecção profunda. Todavia, para a maioria dos eventos convectivos menos profundos (ECMP) e ECP ela precisou ser maior que 1000 J.kg−1, enquanto que para os eventos
viii
ABSTRACT
Deep convection in central Amazon
The Amazon region has the main ingredients for deep convection development: water vapor, instability and convective available potential energy (CAPE). But the march of daytime moist convection in this region is influenced by a complex interation of convective scales ranging from small to large scale. The main objective of this research is to unders-tand the relationship between the moist convective activity and vertical distribution of water vapor in the Central Amazon. For this, precipitation data of four stations, cloud top temperature (CTT) and radiosondes were used. This database includes information from 2006 to 2011. The study area is approximately 4800 km2, centered on the city of
Manaus-AM. Analysis is conducted at four sites, two representative of forest area and two representative of urban area. The metodology consisted primarily of evaluating seasonal and diurnal variability of rainfall in terms of intensity and frequency. Subsequently a classification of deep convection events based on the 95 % percentile of rainfall threshold values and CTT was realized. From selected events intensity and time of occurrence of rainfall from deep convection are obtained. Also humidity, temperature and wind profiles as well as the stability of the atmospheric column are analyzed. The results show that precipitation in forest areas is 20 % higher than in urban areas, especially in the early afternoon hours. The frequency of rain events varies with the time of the day, while the average rainfall intensity does not. For all stations, in the rainy season (NOV-MAY) the frequency of rainfall is approximately three times higher than in the dry season (JUN-OCT) and the peak of daytime frequency in the afternoon is more pronounced in forest areas. Higher frequencies in the early morning hours near the river are possibly due to the effect of river breeze. Approximately 76.3 % of the intense rain events (≥ 20 mm/hora) are caused by deep convective events (DCE), which are more frequent in the rainy sea-son and in forest areas. Among the vertical profiles of the atmosphere, humidity showed higher differences between DCE and other types of rain and no-rain events, principally in the 900 to 500 hPa layer. The humidity in this layer is decisive for the occurrence of the transition from shallow to deep convection. Finally, the CAPE analysis showed that the thermodynamic instability is not a limiting factor for the occurrence of deep convection, but for most less deep convective events (LDCE) and DCE it must be greater than 1000 J.kg−1, while for the shallow convective events (SCE) it always showed values less than
Lista de Tabelas xi
Lista de Figuras xiii
1 Introdução 1
1.1 Hipóteses . . . 3
1.2 Objetivo geral . . . 3
1.2.1 Objetivos específicos . . . 4
2 Revisão Bibliográfica 5 2.1 A convecção úmida nos trópicos . . . 5
2.2 Convecção profunda e seu ambiente . . . 6
2.3 Feedback convecção-umidade nos trópicos . . . 9
2.4 Convecção úmida na Amazônia . . . 11
3 Material e Métodos 15 3.1 Descrição da área de estudo . . . 15
3.2 Coleta de dados . . . 17
3.2.1 Dados de precipitação . . . 17
3.2.2 Validação dos dados de precipitação . . . 19
3.2.3 Dados de temperatura do topo da nuvem . . . 20
3.2.4 Dados de radiossondagens . . . 21
3.3 Análise dos dados . . . 22
3.3.1 Processamento dos dados de precipitação . . . 22
3.3.2 Seleção de eventos convectivos intensos . . . 25
3.3.3 Variação da convecção úmida . . . 28
3.3.4 Perfis verticais de eventos convectivos . . . 29
3.3.5 Estabilidade da atmosfera . . . 31
4 Resultados e Discussão 33 4.1 Variação espacial e temporal da convecção úmida na Amazônia Central . . 33
4.1.1 Variação sazonal da convecção úmida . . . 33
x
4.1.2 Variação diurna da convecção úmida . . . 37
4.2 Variação espacial e temporal da convecção intensa na Amazônia Central . . 46
4.2.1 Variação anual e sazonal da convecção intensa . . . 46
4.2.2 Variação diurna da convecção intensa . . . 50
4.2.3 Dispersão dos eventos convectivos intensos . . . 53
4.3 Estrutura termodinâmica da atmosfera e convecção intensa na Amazônia Central . . . 61
4.3.1 Perfis termodinâmicos antes da convecção intensa . . . 61
4.3.2 Perfis termodinâmicos antes da convecção profunda . . . 74
4.3.3 Estabilidade da atmosfera . . . 77
4.3.4 Modelo conceitual da convecção úmida na Amazônia Central . . . . 79
5 Conclusões 82
Referências Bibliográficas 86
3.1 Valores mensais de chuva (em mm), no período de 2006 a 2011, do percentil de 95 % para as áreas de estudo. . . 26 3.2 Classificação dos tipos de convecção utilizada nesse estudo, baseada em
intervalos de precipitação e CTT . . . 28 3.3 Distribuição do número de sondagens, por tipo de evento, utilizadas para
calcular os perfis verticais médios de temperatura, umidade e vento. . . 30 3.4 Distribuição do número de sondagens precedentes a eventos convectivos
profundos diurnos (10, 11 e 12 HL) e noturnos (22, 23 e 24 HL), que ocorreram no INMET, INPA, RFAD e K34. . . 31 4.1 Precipitação sazonal e anual para INMET, INPA, RFAD e K34. As
alti-tudes das localidades são mostradas na segunda coluna, enquanto que as porcentagens de precipitação em cada estação do ano são mostradas na quarta e quinta colunas. . . 33 4.2 Frequência de eventos de precipitação em diferentes intervalos (em mm),
para RFAD, K34, INMET e INPA, no período de 2006 a 2011. . . 44 4.3 Número de eventos convectivos profundos (ECP), eventos convectivos
me-nos profundos (ECMP), eventos convectivos quentes (ECQ) e eventos con-vectivos descartados (ECD) selecionados, para cada local de estudo, a partir do percentil de 95 % de precipitação e intervalos de CTT. . . 46 4.4 Coeficientes de correlação, entre a intensidade da precipitação e CTT, para
a Amazônia Central, nas estações chuvosa e menos chuvosa. Os números entre parênteses correspondem a quantidade de eventos para cada caso. . . 56 4.5 Percentagem de eventos, para diferentes intervalos de duração de
precipi-tação, nas áreas de estudo. . . 59 4.6 Valores de Ri, às 08 e 20 HL, em condições que se observaram ECP, ECMP,
ECQ e ESC, na Amazônia Central. Os números entre parênteses corres-pondem a quantidade de casos utilizada para cada tipo de evento. . . 74 4.7 Valores de CAPE associados a condições de instabilidade, segundo
Blues-tein (1993). Fonte: Adaptada de BluesBlues-tein (1993). . . 78
xii
4.8 Frequência (%) de ECP, ECMP e ECQ que ocorreram, na Amazônia Cen-tral, com diferentes intervalos de CAPE. . . 79
2.1 Representação esquemática (esquerda) e fluxograma (direita) do feedback positivo entre convecção e umidade. . . 10 2.2 Padrão das principais características da circulação de verão na América
do Sul: (a) Baixa Troposfera e (b) Alta Troposfera. [ZCIT= Zona de Convergência Intertropical; CE = Cavado Equatorial; CONV = atividade convectiva; LI = Linha de Instabilidade; BC = Baixa do Chaco; JBN = Jato de baixos níveis; ZCAS = Zona de Convergência do Atlântico Sul; CG = ciclogênesis; AST = Alta subtropical; AE = Anticiclone extratropical; RA = região árida; RSA = Região semiárida; AB = alta da Bolívia; VCAN = vórtice ciclônico de altos níveis; Ci = nuvens cirrus; JST = Jato Sub-tropical; JP = Jato Polar]. Fonte: Adaptada de Satyamurty et al. (1998) e Mota (2004). . . 12 2.3 Ilustração da intensificação da convecção rasa e convecção profunda, se
levando em consideração a umidade trazida do oceano e/ou continente, com base na predominância dos ventos de leste e oeste. . . 14 3.1 Localização da área de estudo, centrada na cidade de Manaus-AM. Fonte:
Adaptado de Chagas et al. (2006) . . . 16 3.2 Localização dos sítios de estudo na Amazônia Central. . . 17 3.3 Esquematização de como o valor de CTT pode variar em função do tipo de
nuvem e da superfície terrestre. A1 = área sem nuvens; A2 = área do topo
da nuvem convectiva; A3 = área de nuvem cirrus; A4 = área da nuvem baixa. 21
3.4 Chuva mensal média de 2006 a 2011, utilizada para determinar as estações chuvosa e menos chuvosa. . . 23 3.5 Disposição de nove pixeis para obter valores médios representativos de CTT
de cada área do estudo. i e j são longitude e latitude, respectivamente. . . 27 4.1 Vento médio na baixa troposfera (925 hPa) para o período de 2001 a 2010,
obtido das reanálises-2 do NCEP. (a) DJF. (b) JJA. As cores indicam as magnitudes do vento. . . 34
xiv
4.2 Variação média mensal da precipitação para INMET, INPA, RFAD, e K34, no período de 2006 a 2011. . . 35 4.3 Normais climatológicas de precipitação para Manaus (1961-1990). Fonte:
INMET. . . 35 4.4 Climatologia mensal de precipitação para a área 3.75°S 1.25°S; 61.25°W
-58.75°W, no período de 1981 a 2010, obtida do GPCP. . . 36 4.5 Variação média mensal do número de eventos de chuva para INMET, INPA,
RFAD, e K34, no período de 2006 a 2011. . . 37 4.6 Variação média horária da precipitação para INMET, INPA, RFAD, e K34,
no período de 2006 a 2011. . . 37 4.7 Variação média horária do número de eventos de chuva para INMET, INPA,
RFAD, e K34, no período de 2006 a 2011. . . 38 4.8 Variação média do número de eventos de chuva, a cada 3 horas, estimadas
para três pontos próximo do INMET/INPA, RFAD e K34, obtidas pelo TRMM para o período de 2006-2010. . . 39 4.9 Esquematização do processo de circulação de brisa terrestre que ocorre no
Rio Negro, durante a noite, as proximidades do INMET de Manaus. . . 40 4.10 Variação média horária da precipitação durante os períodos chuvoso e
me-nos chuvoso, para: (a) INMET, (b) INPA, (c) RFAD e (d) K34, no período de 2006 a 2011. . . 42 4.11 Variação média horária do número de eventos de precipitação durante os
períodos chuvoso e menos chuvoso, para: (a) INMET, (b) INPA, (c) RFAD e (d) K34, no período de 2006 a 2011. . . 43 4.12 Frequência horária de precipitação em diferentes intervalos (em mm) para:
(a) INMET, (b) INPA, (c) RFAD e (d) K34, no período de 2006 a 2011. . . 44 4.13 Porcentagem de eventos de precipitação em diferentes intervalos, durante:
(a) madrugada, (b) manhã, (c) tarde e (d) noite, para INMET, INPA, RFAD e K34 no período de 2006 a 2011. . . 45 4.14 Percentuais anual e sazonal de precipitação devida a: (a) eventos
convecti-vos profundos (ECP), (b) eventos convecticonvecti-vos menos profundos (ECMP), (c) eventos convectivos quentes (ECQ) e (d) eventos convectivos descarta-dos (ECD), no INMET, INPA, RFAD e K34. Os valores acima das barras correspondem aos valores percentuais médios para a área de estudo. . . 47 4.15 Frequência anual e sazonal do número de eventos de precipitação para:
(a) eventos convectivos profundos (ECP), (b) eventos convectivos menos profundos (ECMP), (c) eventos convectivos quentes (ECQ) e (d) even-tos convectivos descartados (ECD), no INMET, INPA, RFAD e K34. Os valores acima das barras correspondem aos percentuais totais de eventos encontrados para a área de estudo. . . 49
4.16 Variação média horária da precipitação ocasionada por eventos convectivos profundos (ECP), eventos convectivos menos profundos (ECMP) e eventos convectivos quentes (ECQ), no INMET, INPA, RFAD e K34, nas estações chuvosa (NOV-MAI) e menos chuvosa (JUN-OUT). . . 51 4.17 Variação média horária do número de eventos convectivos profundos (ECP),
eventos convectivos menos profundos (ECMP) e eventos convectivos quen-tes (ECQ), no INMET, INPA, RFAD e K34, nas estações chuvosa (NOV-MAI) e menos chuvosa (JUN-OUT). . . 52 4.18 CTT versus horário de ocorrência da precipitação para eventos convectivos
profundos (ECP), eventos convectivos menos profundos (ECMP) e eventos convectivos quentes (ECQ), no INMET, INPA, RFAD e K34. O asterísco representa a estação chuvosa e o quadrado a estação menos chuvosa. . . 53 4.19 CTT versus precipitação para eventos convectivos profundos (ECP),
even-tos convectivos menos profundos (ECMP) e eveneven-tos convectivos quentes (ECQ), no INMET, INPA, RFAD e K34. O asterísco representa a estação chuvosa e o quadrado a estação menos chuvosa. . . 55 4.20 Média mensal da cobertura total de nuvens, de nuvens altas e de nuvens
convectivas para um setor de 2,5◦ x 2,5◦, centrado em Manaus, para os
anos de 1983 a 1994. Fonte: Adaptado de Alves et al. (2007) . . . 55 4.21 CTT versus o tempo de duração da precipitação no INMET, INPA, RFAD
e K34. O asterísco representa a estação chuvosa e o quadrado a estação menos chuvosa. . . 57 4.22 CTT versus o horário de ocorrência da precipitação com tempo de duração
de: até 1 hora (círculo preenchido), de 2 a 5 horas (círculo vazio) e maiores que 5 horas (cruz). . . 58 4.23 Perfil vertical médio da temperatura do ar, às 08 e 20 HL, quando se
ob-servaram ECP, ECMP, ECQ e ESC nas localidades analisadas. Os eventos convectivos intensos ocorreram de manhã (10, 11 e 12 HL) e à noite (22, 23 e 24 HL). . . 62 4.24 Perfil vertical médio da temperatura do ar, às 08 HL (a) e 20 HL (b), na
Amazônia Central, quando ocorreu (ou não) convecção intensa nas loca-lidades analisadas. Os eventos convectivos intensos ocorreram de manhã (10, 11 e 12 HL) e à noite (22, 23 e 24 HL). . . 63 4.25 Diferenças dos perfis verticais médios da temperatura do ar, às 08 (a) e
20 HL (b), entre eventos convectivos (ECP, ECMP e ECP) e eventos não convectivos (ESC), que ocorreram nas localidades estudadas. Os eventos convectivos intensos ocorreram de manhã (10, 11 e 12 HL) e à noite (22, 23 e 24 HL). . . 63
xvi
4.26 Perfil vertical médio da razão de mistura, às 08 e 20 HL, quando se obser-varam ECP, ECMP, ECQ e ESC nas localidades analisadas. Os eventos convectivos intensos ocorreram de manhã (10, 11 e 12 HL) e à noite (22, 23 e 24 HL). . . 65 4.27 Perfil vertical médio da razão de mistura, às 08 HL (a) e 20 HL (b), na
Amazônia Central, quando ocorreu (ou não) convecção intensa nas loca-lidades analisadas. Os eventos convectivos intensos ocorreram de manhã (10, 11 e 12 HL) e à noite (22, 23 e 24 HL). . . 66 4.28 Diferença dos perfis verticais médios de razão de mistura, às 08 e 20 HL,
entre eventos convectivos (ECP, ECMP e ECP) e eventos não convectivos (ESC), quando os mesmos ocorreram nas localidades estudadas. Os eventos convectivos intensos ocorreram de manhã (10, 11 e 12 HL) e à noite (22, 23 e 24 HL). . . 67 4.29 Valores médios de água precipitável, em toda a troposfera e na camada de
900 a 500 hPa, às 08 HL (a) e 20 HL (b), quando ocorreu convecção úmida intensa nas localidades analisadas. . . 67 4.30 Perfil vertical médio da razão de mistura, às 08 HL (a) e 20 HL (b), separado
por tipo de evento, quando os mesmos ocorreram nas diferentes localidades analisadas. Os eventos convectivos intensos ocorreram de manhã (10, 11 e 12 HL) e à noite (22, 23 e 24 HL). . . 69 4.31 Perfil vertical médio da componente zonal do vento, às 08 e 20 HL, quando
se observaram ECP, ECMP, ECQ e ESC nas localidades analisadas. Os eventos convectivos intensos ocorreram de manhã (10, 11 e 12 HL) e à noite (22, 23 e 24 HL). . . 71 4.32 Perfil vertical médio da componente meridional do vento, às 08 e 20 HL,
quando se observaram ECP, ECMP, ECQ e ESC nas localidades analisadas. Os eventos convectivos intensos ocorreram de manhã (10, 11 e 12 HL) e à noite (22, 23 e 24 HL). . . 72 4.33 Perfil vertical médio da componente zonal do vento, às 08 HL (a) e 20
HL (b), na Amazônia Central, quando ocorreu (ou não) convecção intensa nas localidades analisadas. Os eventos convectivos intensos ocorreram de manhã (10, 11 e 12 HL) e à noite (22, 23 e 24 HL). . . 73 4.34 Perfil vertical médio da componente meridional do vento, às 08 HL (a) e 20
HL (b), na Amazônia Central, quando ocorreu (ou não) convecção intensa nas localidades analisadas. Os eventos convectivos intensos ocorreram de manhã (10, 11 e 12 HL) e à noite (22, 23 e 24 HL). . . 73 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. . . 74
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. . . 75 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. . . 76 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. . . 76 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. . . 77 4.40 Modelo conceitual da conveção úmida na Amazônia Central, baseado em
conceitos encontrados na literatura e nos resultados desta pesquisa. Na legenda, ao lado direito da figura, na parte superior constam características relacionadas a conceitos da literatura, enquanto que na parte inferior estão os conceitos relacionados aos resultados encontrados neste estudo. . . 81
Capítulo 1
Introdução
As regiões tropicais são caracterizadas por apresentar uma grande disponibilidade de energia e umidade, fatores esses que são cruciais na formação de convecção profunda e responsáveis por padrões meteorológicos distintos de outras regiões do planeta. O vapor d’água é um dos principais componentes dos processos de transporte de calor e umidade, e a evolução do campo de umidade influência no balanço radiativo do planeta (direta e indiretamente através da formação de nuvens) e nos fluxos de superfície e umidade do solo (Sherwood et al., 2010). Esse gás desempenha um importante papel no balanço de energia da atmosfera, particularmente nos trópicos onde sua condensação e liberação de calor latente fornecem a principal fonte de calor da troposfera (Peixoto e Oort, 1992). Do mesmo modo, o balanço de radiação atmosférica depende fortemente do vapor d’água, dado seu papel como um gás do efeito estufa, e na formação das nuvens. E, portanto, qualquer incerteza no componente atmosférico do ciclo hidrológico implica também na incerteza da sensibilidade do sistema climático (Soden e Bretherton, 1993; Rennó et al., 1994a,b; Soden e Fu, 1995).
A natureza do perfil vertical da umidade na troposfera e a sua relação com a precipitação nos trópicos são extensamente discutidas em ciências atmosféricas, mas está longe de ser um problema resolvido (Raymond, 2000b; Bretherton et al., 2004; Holloway e Neelin, 2009). Somado a isso, os detalhes de como a convecção redistribui o vapor d’água na troposfera livre, especialmente na vertical, e como isso é importante para o balanço energético da atmosfera é algo desafiador na meteorologia tropical e estudos climáticos tropicais (Soden e Fu, 1995; Soden, 2000; Raymond, 2000b; Grabowski, 2003; Sherwood et al., 2010).
Devido a essas questões e outras, diversos são os estudos que tentam encontrar uma relação característica entre a convecção profunda e a variabilidade de umidade nos trópicos, principalmente na vertical (Soden e Fu, 1995; Soden, 2000; Bretherton et al., 2004; Sherwood et al., 2004; Holloway e Neelin, 2009; Sherwood et al., 2010), e essa relação pode influenciar no tempo e clima da pequena, meso e grande escala.
o início da convecção se deve a fatores termodinâmicos. Porém, o fator dinâmico se torna importante quando se tem escalas de tempo e espaço mais longas, maiores que um dia e 100 km. Por exemplo, frentes de rajada da convecção anterior podem produzir convecção e precipitação independentemente do estado termodinâmico. Além disso, a convergência ou divergência do fluxo de umidade pelo escoamento de larga escala certamente exerce um papel importante na intensidade e duração da atividade convectiva.
Uma questão que não foi bem estabelecida por Raymond (2000b) é a determi-nação da fronteira (espacial e temporal) que separa o domínio de forçantes dinâmicas e termodinâmicas, bem como a importância de cada um desses dois processos no controle convectivo. Um parâmetro que pode representar a forçante dominante é o número de Richardson (Ri)(equação 1.1) - (Stull, 1988, pág. 176) - o qual é definido como sendo a
razão entre as forçantes térmicas e mecânicas.
Ri = g θv ∂θv ∂z ∂U ∂z 2 +∂V∂z2 (1.1)
Onde g é a aceleração da gravidade (∼= 10 m.s−2); θv é a temperatura potencial
virtual média da camada; ∂θv
∂z é a variação da temperatura potencial virtual média com
a altura; ∂U ∂z e
∂V
∂z são as variações das componentes u e v do vento médio com a
al-tura, respectivamente. Quando Ri é menor que zero se tem uma condição absolutamente
instável, significando que na atmosfera prevalecem os movimentos verticais ascendentes e, consequentemente, a forçante termodinâmica é dominante, a qual é favorecida pelo aquecimento diurno.
De acordo com a condição de instabilidade (Stone, 1966), uma coluna atmosférica se torna instável se Ri < 14, mesmo se Ri for positivo. Isto é, quando o cisalhamento é
forte (denominador da equação 1.1) ocorre instabilidade. Essa situação é semelhante à turbulência de ar claro (CAT) - do inglês clear air turbulence -, e parece estar associada com a formação e aparecimento de ondas de Kelvin-Helmholtz (Stull, 1988). Além disso, sabe-se que, nos trópicos, próximo a superfície, θv é maior que θ por até 4◦C, o que
diminui o numerador do Ri e aumenta a instabilidade. Eis a importância da umidade na
convecção profunda.
Nas regiões tropicais as nuvens convectivas profundas controlam a distribuição espacial (horizontal e vertical) e temporal de vapor d’água, desempenhando um papel crítico na determinação do feedback vapor d’água-nuvem e, assim, no sistema climático da Terra. Dessa maneira, a relação entre a convecção úmida e umidade na troposfera livre envolve vários mecanismos em diversas escalas espaciais e temporais.
Os modelos atuais de previsão numérica de tempo conseguem prever com uma boa antecedência o tempo nas latitudes médias. Todavia, os modelos não conseguem prever bem a evolução do tempo nos trópicos. Isso se deve em boa parte a escala pequena (≈
3
10 km) e de mesoescala das perturbações nos trópicos. As escalas mais evidentes nos trópicos são aquelas de cumulonimbus (Cb) e de Linhas de Instabilidade (LI’s). As LI’s são, por sua vez, formadas pelas nuvens Cb’s, e essas são tão profundas que ocupam toda a troposfera ou até a baixa estratosfera, e produzem chuvas fortes (intensas). Para poder aperfeiçoar os modelos é necessário entender melhor o desenvolvimento da convecção e convecção profunda, especialmente nos trópicos.
Acredita-se que existe uma forte dependência entre altas concentrações de vapor d’água e intensificação da convecção profunda na região Amazônica. E as taxas de pre-cipitação também devem ter alguma dependência da instabilidade na atmosfera, o que pode ser quantificado pela energia potencial convectiva disponível (CAPE) e pela energia de inibição convectiva (CINE).
1.1
Hipóteses
Diante do exposto da seção anterior, se hipotetiza que existem fortes correlações entre a intensidade/frequência das chuvas mais intensas e o perfil de umidade, assim como, entre essas chuvas e parâmetros de instabilidade (CAPE e CINE). Espera-se que as relações entre essas variáveis apresentem padrões diferenciados entre as estações chuvosa e menos chuvosa; que as nuvens apresentem maior profundidade e produzam chuvas mais duradouras durante o período chuvoso, e que os horários de ocorrência das chuvas mais intensas sejam diferenciados entre as duas estações.
Portanto, essa pesquisa busca encontrar, a partir de alguns parâmetros meteoroló-gicos, características e relações que possam evidenciar a ocorrência da convecção profunda na Amazônia Central. Investigando essas relações se poderá apresentar modelos concei-tuais para as chuvas na Amazônia Central. E esses modelos podem servir para melhorar as previsões de chuvas, sobretudo, as chuvas mais intensas, a curto prazo e na previsão imediata. Ou seja, a partir de padrões descritos nos modelos conceituais, os mesmos po-derão ser utilizados para se fazer possíveis ajustes nas parametrizações de convecção rasa e profunda nos modelos de previsão numérica.
1.2
Objetivo geral
Na Amazônia as fortes chuvas, normalmente associadas com convecção profunda, são frequentes no verão austral (dezembro a fevereiro). Todavia, características a res-peito da sua frequência, sua variabilidade diurna e sazonal, assim como sua dependência do campo de umidade não foram muito bem estabelecidas. Dessa maneira, o objetivo principal do estudo é entender a relação entre a atividade convectiva úmida e a distri-buição vertical de vapor d’água na Amazônia Central; e o que essa relação nos diz sobre
a importância da umidade do ambiente na determinação da frequência e intensidade de precipitação de convecção profunda.
1.2.1
Objetivos específicos
De acordo com o mencionado acima, os objetivos específicos do estudo são: 1. fazer uma análise espaço-temporal da intensidade e frequência da precipitação igual
ou maior que 1 mm/hora. Para isso, utilizam-se dados de precipitação horária de estações meteorológicas localizadas em Manaus e arredores;
2. estabelecer a percentagem de chuvas fortes associadas com convecção profunda. Para essa estimativa, se analisa eventos de chuva igual ou maior que o percentil de 95%, e diferentes intervalos de temperatura de topo da nuvem;
3. estabelecer a variação sasonal e diurna da intensidade e frequencia da convecção profunda;
4. obter relação entre a profundidade da convecção úmida, a intensidade, horário e tempo de ocorrrência da precipitação;
5. relacionar o comportamento do perfil de umidade, temperatura e vento com a pro-fundidade da convecção úmida e/ou precipitação;
6. analisar a estabilidade atmosférica e atividade/inibição da convecção úmida para os eventos convectivos intensos;
7. oferecer um modelo conceitual (baseado nos estudos 1-6) de convecção profunda na Amazônia Central;
Capítulo 2
Revisão Bibliográfica
2.1
A convecção úmida nos trópicos
A grande quantidade de vapor d’água existente na região tropical juntamente com o forte aquecimento são fatores que permitem convecções mais intensas e profundas, gerando nuvens maiores e, conseqüentemente, maiores índices de precipitação. Essa convecção profunda na atmosfera tropical, por sua vez, determina a natureza do clima sobre os trópicos e, de fato, é importante na determinação da circulação geral em escala global, por que ela atua como uma fonte de transporte de calor na atmosfera tropical. Além do mais, convecção nessas regiões representa um importante mecanismo para exportação do excesso de energia para regiões com déficit de energia (Machado, 2000).
Riehl e Malkus (1958) estudaram a formação de nuvens cumulonimbus profundas que se comportam como “torres quentes”, com profundidade variando entre 1500 e 5000 m. As nuvens precipitantes constituem uma parte significante da troposfera tropical e um forte acoplamento entre as diversas camadas troposféricas é estabelecido pela convecção. Soden (2000) analisando o ciclo diurno da convecção, nuvens e vapor d’água na alta troposfera tropical, concluiu que a amplitude do ciclo diurno convectivo é tipicamente maior sobre áreas continentais, mas variações significativas também são observadas sobre oceanos. Além disso, variações de nuvens e vapor d’água na alta troposfera ocorrem em fase com variações de convecção profunda sobre o continente, mas fora de fase com aquela sobre o oceano.
Apesar das regiões tropicais serem propícias a convecção profunda, existe bastante variabilidade na organização desse fenômeno atmosférico e nas condições favoráveis a ele, devido, por exemplo, a estabilidade termodinâmica, a forçante na superfície e ondas de grande escala (Sherwood e Wahrlich, 1999; Holloway e Neelin, 2009; Neelin et al., 2009; Sherwood et al., 2010).
De uma forma geral, vários fatores têm sido identificados, no que parecem ser necessários, ou pelo menos favoráveis para o desenvolvimento de convecção organizada,
incluindo a instabilidade, vapor d’água acima da camada de inversão dos ventos alísios, divergência em altos níveis, convergência em baixos níveis ou movimento vertical e vor-ticidade em níveis superiores. Somado a isso Satyamurty et al. (2013) mostraram uma relação direta entre convergência de umidade e precipitação no estudo realizado para o período em que o nível do Rio Negro atingiu seu máximo valor no Porto de Manaus. Nesse estudo foi observado que a convergência do fluxo de umidade foi 38% mais intensa que a climatologia para a região, no período de outubro de 2011 a maio de 2012.
2.2
Convecção profunda e seu ambiente
O aspecto termodinâmico da atmosfera é destacado pela relação entre os valores da temperatura potencial equivalente (θe) e da energia potencial convectiva disponível
(CAPE). Esse último é um parâmetro que depende, principalmente, das condições da baixa atmosfera e da estrutura termodinâmica da atmosfera. Altos valores de CAPE estão associados com forte instabilidade da atmosfera, e isso proporciona aumento do empuxo, o qual ao ultrapassar a energia de inibição convectiva (CINE) favorece os movimentos convectivos. Além disso, ela é uma medida padrão de instabilidade, condição que também é requerida para que ocorra convecção.
Por outro lado, a evolução diurna da θeà superfície apresenta uma boa relação com
a evolução diurna da CAPE, pois quando os valores da θe são altos, a CAPE também
apresenta valores altos, e nesse caso, a atmosfera é instável e apresenta uma camada profunda de empuxo positivo e pequena inibição de convecção (Machado et al., 2002).
Em escala subdiurna, particularmente sobre superfícies continentais, valores de CAPE não são muito bem correlacionados com precipitação por causa da frequente exis-tência de CINE, a qual impede a evolução da convecção. Somente quando a CINE diminui consideravelmente devido, por exemplo, ao forte aquecimento da superfície, altos valores de CAPE e convecção profunda podem surgir (Adams e Souza, 2009).
Xu e Emanuel (1989) observaram que nas regiões tropicais a maior instabilidade está localizada entre os níveis de 650 e 500 hPa da atmosfera, e afirmam que a atmos-fera tropical é úmida e neutra, pois a convecção sempre neutraliza a coluna atmosférica. Sherwood (1999) mostrou que na região do Pacífico Oeste Tropical altos valores de CAPE não necessariamente precisam ocorrer para a incidência da convecção. Todavia, um valor médio de CAPE de 100-300 J.kg−1 é necessário para se iniciar a convecção. Além disso,
Sherwood (1999) afirma que não há nenhuma indicação de que novos aumentos de CAPE têm qualquer impacto sobre a probabilidade de ativação de convecção, uma vez que o limite acima é excedido. Isso sugere que a CAPE não é um fator limitante na atividade convectiva e, por isso, se correlaciona muito pouco com o desencadeamento convectivo (Adams e Souza, 2009). Já os resultados de Tompkins (2001a) mostram que a correla-ção CAPE-conveccorrela-ção é sempre positiva em regiões marítimas tropicais; e que, em grande
7
escala, essa correlação positiva é fortemente dependente das escalas espacial e temporal consideradas.
Sherwood e Wahrlich (1999) analisaram, a partir de uma técnica de composição, a progressão temporal dos sistemas convectivos tropicais e as condições médias da atmosfera nas suas imediações. Essa técnica foi construída a partir da série temporal de dados de satélite geoestacionário e de radiossondagens. Eles analisaram, entre outras coisas, varia-ções da CAPE e CINE durante vários estágios da convecção sobre o Pacífico Oeste, região onde a convecção ocorre em abundância. Observaram que ocorreu uma brusca diminuição da CAPE durante a convecção profunda, pois esse processo neutraliza a instabilidade, o que torna a camada isentrópica. Além disso, correlações lineares entre θeem baixos níveis
e temperatura do ar em altos níveis aumentaram durante a convecção, sugerindo que a convecção reduziu não somente a instabilidade média, mas também sua variação.
Tompkins (2001b) observou que grande quantidade de vapor d’água e elevados valores de CAPE ocorriam na borda de “piscinas frias”. Vale ressaltar que as “piscinas frias” são oriundas do processo de evaporação de precipitação em correntes de ar descen-dentes, dentro de uma célula convectiva. Quando essas correntes descendentes ocorrem entre conglomerados de nuvens convectivas profundas (nuvens profundas no geral), elas podem convergir e dar origem a novas células convectivas, fortalecendo a relação entre vapor d’água e convecção, como observado por Tompkins (2001a) e Khairoutdinov e Ran-dall (2006), que encontraram uma forte influência das "piscinas frias"na organização e intensidade de convecção nos trópicos.
Existem algumas indicações de que em baixos níveis, e especialmente abaixo de 900 hPa, se concentram maiores valores de umidade específica antes e durante a precipitação, possivelmente por causa de “piscinas frias” (Holloway e Neelin, 2009). No entanto, se em níveis superiores a umidade é muito baixa, possivelmente ocorrerá um desaparecimento da nova célula convectiva que está crescendo desde os baixos níveis, pois camadas de ar seco inibem fortemente a convecção profunda, através de dois caminhos: radiação e entranhamento (Sherwood et al., 2010). No caso da radiação, a camada seca irá produzir anomalias positivas da radiação de onda longa resfriando a sua base, a qual cria uma inversão térmica que inibe o desenvolvimento vertical da nuvem. Já no entranhamento quando o ar do ambiente se mistura a nuvem, ele modifica as características mecânicas e termodinâmicos da mesma. Uma consequência dessa mistura é que uma parte da água da nuvem evapora para umedecer as parcelas de ar que foram entranhadas, reduzindo assim o conteúdo de água líquida da nuvem (Wallace e Hobbs, 2006). O papel do entranhamento de ar seco na redução do empuxo da nuvem, através da evaporação da água, tem sido bastante discutido (Tompkins, 2001b,a; Grabowski e Moncrieff, 2004; Khairoutdinov e Randall, 2006). Porém, é importante mencionar que o ar seco, em altos níveis, também pode intensificar a convecção, pois por ele ser mais pesado que o ar úmido, a tendência é que o ar seco desça na atmosfera e, consequentemente, o ar úmido tende a subir. Isso
poderia favorecer o crescimento de células convectivas.
Segundo Sherwood et al. (2010) a variação da umidade acima da camada limite é mais importante que a CAPE para prever a convecção sobre os oceanos tropicais. Isto é, os sistemas convectivos tropicais de mesoescala são fortemente influenciados pela umi-dade (favorecimento da manutenção e/ou crescimento do sistema convectivo), não somente próximo a superfície mas também em altos níveis. Resultados semelhantes a esse foram observados por Bretherton et al. (2004), que mostraram a existência de uma forte corre-lação positiva entre a água precipitável (W) e a precipitação sobre os oceanos tropicais, em escalas de dias e meses.
Holloway e Neelin (2009) mostraram que, na ilha de Nauru na região do pacífico ocidental equatorial, a correlação entre o vapor d’água na camada limite e a convecção profunda tropical é pequena, diferentemente do que ocorre em níveis mais altos, onde a umidade parece favorecer o crescimento vertical da convecção. A transição para altas taxas de precipitação parece depender, primariamente, da umidade na troposfera livre, que pode afetar o empuxo da parcela levantada ao passar pela zona de entranhamento. Ou seja, a umidade na troposfera livre tem um papel crucial na transição da convecção rasa para a convecção profunda e as altas taxas de precipitação.
Zeng (1999) fez uma análise da relação entre precipitação, temperatura do topo da nuvem e W nos trópicos, em áreas continentais, costas e oceânicas. Ele mostrou que quando a W é incluída nas simulações de precipitação, os resultados são mais precisos na região continental, e uma boa reprodução da distribuição meridional de precipitação, ao longo das áreas de atuação da Zona de Convergência Intertropical (ZCIT) e Zona de Convergência do Pacífico Sul (ZCPS), é possível.
A análise da relação temporal entre W, a coluna de água líquida (CLW) - do inglês column of liquid water - e precipitação foi realizada por Holloway e Neelin (2010), para a ilha de Nauru na região do pacífico ocidental equatorial. Foi observado que a precipitação tem uma melhor relação temporal com W do que com CLW, e que W começa a aumentar, aproximadamente, 36 horas antes do pico de precipitação. Ou seja, bem antes do aumento da precipitação ou de CLW, sugerindo que alguma forçante de escala sinótica causa o aumento da W. Observaram-se ainda altos valores de W e CLW após fortes eventos de chuva, e isso não se deve somente ao fato de ocorrer umedecimento das vizinhanças, imediatamente após a precipitação local, mas há indicações de que esses fortes eventos de precipitação estão associados com sistemas convectivos de mesoescala.
Esses resultados mostram que a distribuição vertical de umidade e a água precipi-tável exercem influência direta no desenvolvimento de convecção profunda, ou vice-versa (Sun e Lindzen, 1993; Sherwood et al., 2004; Holloway e Neelin, 2009).
9
2.3
Feedback convecção-umidade nos trópicos
Feedback entre umidade e convecção nos trópicos é um mecanismo associado com a organização de convecção tropical em grande escala. Flutuações espaciais de convecção úmida causam perturbações na umidade da troposfera livre, que por sua vez, afetam a distribuição espacial da convecção úmida. Grabowski e Moncrieff (2004) analisaram os efeitos do feedback na variabilidade de convecção tropical de grande escala, para escalas de tempo intra-sazonais. Eles argumentam que, nos trópicos, regiões longe de convecção profunda são menos úmidas, mas, ao mesmo tempo, estas regiões não possuem nuvens profundas por que são menos úmidas. E esse é um fundamento de feedback umidade-convecção da grande escala.
Grabowski e Moncrieff (2004) também afirmam que o pressuposto de que a convec-ção permanece inibida na área dominada por correntes descendentes, em grande escala, pode não ser verdade por duas razões: 1 - a fim de manter a circulação em grande es-cala, a perturbação da temperatura potencial virtual (θv) da troposfera livre, na área com
subsidência de grande escala, deve ser negativa. Isso implica em uma taxa de variação positiva da CAPE, na região com convecção inibida. Uma vez que a diferença de 1 K, ao longo da troposfera, resulta em uma mudança da CAPE de algumas centenas de J.kg−1,
o impacto de uma perturbação de temperatura é significativa. 2 - na região mais con-vectiva a precipitação e as correntes descendentes (downdrafts) diminuem a temperatura potencial equivalente na camada limite. Isto reduz a CAPE, em comparação com a área que tem subsidência e inibição de convecção, em grande escala. Esses efeitos favorecem o aumento da CAPE na região de inibição convectiva. Portanto, a CAPE fornece um feedback negativo em larga escala, que se opõe ao feedback umidade-convecção positivo. Feedbacks positivos entre umidade e convecção, em regiões tropicais, também foram ob-servados por Sherwood e Wahrlich (1999); Tompkins (2001b,a); Khairoutdinov e Randall (2006) entre outros .
No âmbito geral, se pode dizer que em uma região úmida onde ocorre aquecimento convectivo surgem movimentos ascendentes, os quais levam umidade da baixa até a alta atmosfera, intensificando a conveção. Conforme a convergência de umidade em baixos níveis aumenta, a convecção fica mais intensa. Isso seria um feedback positivo. A Figura 2.1 mostra uma esquematização desse processo.
Figura 2.1: Representação esquemática (esquerda) e fluxograma (direita) do feedback positivo entre convecção e umidade.
Khairoutdinov e Randall (2006) realizaram simulações com modelos numéricos tri-dimensionais de alta resolução, baseadas na idealização de observações do experimento Large Scale Biosphere-Atmosphere Experiment in Amazonia(LBA) na Amazônia, durante o Tropical Rainfall Measuring Mission (TRMM). Ou seja, a área de estudo é representa-tiva de um regime convectivo continental. Eles observaram que a transição da convecção rasa para profunda é fortemente favorecida por um feedback positivo entre umidade e con-vecção, que envolve a evaporação da precipitação. As nuvens maiores e mais precipitantes tendem a produzir maiores térmicas na camada limite (através da dinâmica de “piscinas frias”), que podem favorecer o crescimento de mais nuvens precipitantes ao longo das camadas em que as “piscinas frias” se encontram. Os resultados desses autores também mostraram que as nuvens, pela parte da manhã (09:30 hora local (HL)), durante as fases rasa e congestus, têm tamanhos (escala horizontal) comparáveis àqueles dos turbilhões da CLA. Isto é, em geral menor que 1 km, e são rapidamente diluídas pelo ar do ambiente, através do entranhamento. Isso impede a formação de nuvens profundas. Assim, a exis-tência de empuxo positivo através de uma camada profunda não é suficiente para permitir a convecção profunda, mesmo em um ambiente caracterizado por baixa inibição convec-tiva. Entretanto, esse desencadeamento muitas vezes é permitido em parametrizações de cumulus.
Outra condição em que ocorre feedback (sugerido por Raymond (2000b)) é quando a convecção intensa provoca o aparecimento de uma extensa camada de nuvens na média e alta troposfera. Essas nuvens reduzem a saída de radiação de onda longa e, então, produzem uma grande variação vertical na temperatura potencial equivalente, entre a
11
superfície e níveis superiores da troposfera, aumentando a convecção e a precipitação. Ou seja, a formação de extensa camada de nuvens em níveis superiores, por forte convecção, pode resultar em forte convecção subseqüente.
2.4
Convecção úmida na Amazônia
A grande disponibilidade de umidade e energia na Amazônia são elementos favo-ráveis a condições de intensa instabilidade, a qual gera nuvens precipitantes de grande desenvolvimento vertical. A variação dessa convecção úmida, em termos de intensidade e posição, exerce um papel importante na determinação do tempo e clima da região Amazô-nica (Fisch et al., 1998), a qual apresenta altos índices pluviométricos.
A média anual de precipitação na região Amazônica é de 2.300 mm. Isto equivale a uma liberação de calor latente média, durante a época chuvosa, que aquece a coluna atmosférica a uma taxa de 2.5 K.dia−1 (Figueroa e Nobre, 1990). No centro da Bacia
Amazônica (leste do Amazonas, oeste do Pará e Rondônia) os máximos de precipitação ocorrem entre janeiro e abril, e os mínimos ocorrem entre junho e setembro.
No entanto, apesar de a precipitação convectiva dominar toda a Bacia Amazônica, existem variações na distribuição espacial e diurna do regime de precipitação. Além disso, as condições meteorológicas na Amazônia são afetadas por vários fenômenos que variam desde a escala de convecção-cumulus até a escala global, o que dificulta o acerto dos modelos de previsão numérica de tempo (Santos Silva et al., 2012).
Para fins de conhecimento, uma tempestade unicelular (típica Cb), ou tempestade isolada é produzida pela convecção local em uma região com fraco cisalhamento vertical do vento e dura uma hora, aproximadamente; possui diâmetro em torno de 10 a 20 km, atinge altitudes de 6 a 20 km, algumas vezes permanece fixa em um dado lugar, outras vezes movimenta-se com uma velocidade de 40 a 50 km/h (Wallace e Hobbs, 2006). Essas células convectivas pertencem a mesoescala γ (Orlanski, 1975), e quando atingem grandes alturas podem ser identificadas em imagens de satélites por seu topo esbranquiçado (grande e brilhante), que se projeta na direção dos ventos formando uma saliência denominada bigorna. Dentre os fatores que determinam o processo de formação dessas nuvens está a disponibilidade de vapor d’água na atmosfera, a qual é muito maior sobre áreas de floresta e, consequentemente, a formação desse tipo de nuvem é mais comum sobre essas regiões. E esse tipo de sistema convectivo é muito comum na região Amazônica.
De acordo com Mota (2004) a convecção que ocorre na Bacia Amazônica, prin-cipalmente durante a estação chuvosa (verão do Hemisfério Sul), tem um papel muito importante na determinação do tempo e clima da região e da América do Sul. A ativi-dade convectiva na Amazônia influencia os padrões de circulação de verão da América do Sul, tais como: a) circulação anticiclônica em altos níveis, denominada de Alta da Bolívia (AB); b) banda de nebulosidade de intensa atividade convectiva com orientação
NW-SE, a Zona de Convergência do Atlântico Sul (ZCAS); c) vórtice ciclônico em alto nível (VCAN), denominado de baixa do Nordeste Brasileiro (NEB) e d) a baixa do Chaco. Conforme Satyamurty et al. (1998) as principais características da circulação de verão na América do Sul são apresentadas na Figura 2.2. Esses autores verificaram que os padrões regionais de circulações (ex.: AB, ZCAS e baixa do NEB), são quase estacionários no verão e mais intensos nas cartas diárias que nas médias climatológicas mensais.
Figura 2.2: Padrão das principais características da circulação de verão na América do Sul: (a) Baixa Troposfera e (b) Alta Troposfera. [ZCIT= Zona de Convergência Intertropical; CE = Cavado Equatorial; CONV = atividade convectiva; LI = Linha de Instabilidade; BC = Baixa do Chaco; JBN = Jato de baixos níveis; ZCAS = Zona de Convergência do Atlântico Sul; CG = ciclogênesis; AST = Alta subtropical; AE = Anticiclone extratropi-cal; RA = região árida; RSA = Região semiárida; AB = alta da Bolívia; VCAN = vórtice ciclônico de altos níveis; Ci = nuvens cirrus; JST = Jato Subtropical; JP = Jato Polar]. Fonte: Adaptada de Satyamurty et al. (1998) e Mota (2004).
Uma análise da marcha diurna da convecção, realizada por Machado et al. (2002), na região Amazônica, utilizando dados do experimento Wet Season Atmospheric Mesos-cale Campaign (WETAMC) - TRMM/LBA, sugere que os seguintes mecanismos contro-lam a convecção diurna: pela manhã, a cobertura de nuvens diminui, o fluxo solar alcança a superfície aquecendo a mesma e aumentando a temperatura potencial equivalente. No início da tarde a convecção se desenvolve rapidamente, a fração de nuvens convectivas aumenta, e o início e máximo de precipitação são observados. Após o desenvolvimento da convecção o perfil da atmosfera é modificado alcançando um estado quase saturado; o fluxo de vapor d’água (evaporação) diminui na camada limite, a qual se torna muito estável, inibindo fluxos de superfície e, consequentemente, a convecção é suprimida.
Fu et al. (1999) afirmaram que a estação chuvosa na Amazônia tropical (10◦ N
-20◦ S) é iniciada por sistemas sinóticos. Porém, as condições termodinâmicas de grande
13
climatologia da estação chuvosa. Ou seja, o aparecimento sazonal de convecção na Bacia Amazônica é devido às mudanças na estrutura termodinâmica da atmosfera. Ao sul, onde os picos de convecção ocorrem no verão austral, condições convectivamente instáveis e a redução da CINE são necessárias para o início desse período. Próximo ao equador, a frequência do aumento de convecção inicia na primavera austral e atinge o seu máximo durante o outono austral (março e abril) no Oeste da Amazônia equatorial. Williams e Rennó (1993) também mostraram, através de dados observacionais, o papel da CINE na modulação da convecção nos trópicos.
Já foi observado no Oeste da Amazônia que sistemas convectivos noturnos retardam o início da convecção local do dia seguinte, devido ao resfriamento, secagem da atmosfera e ao bloqueio da insolação pela extensa cobertura de nuvens durante a manhã. Além disso, o horário de ocorrência de precipitação, na tarde seguinte aos eventos convectivos noturnos, tendeu a um atraso de 12 horas, aproximadamente (Rickenbach, 2004).
Conhecer as características estruturais da convecção nos trópicos é essencial para o entendimento organizacional das células convectivas individualmente, assim como, a interação destas com a circulação em grande escala (Machado et al., 1992). Na Amazônia, dentre os diversos elementos responsáveis pela estruturação da convecção, os principais são: o ciclo diurno de aquecimento solar (o qual transfere energia da superfície para baixa troposfera), as LI’s e frentes frias. Todos com efeitos na distribuição vertical e horizontal de umidade (Rocha, 2010).
Greco et al. (1990) fez uma classificação para LI’s, que ocorreram durante o pe-ríodo chuvoso de 1987, na Amazônia Central. Ele sugeriu que as LI’s se classificam em três categorias: Locally Occurring Systems (LOS), Coastal Occurring Systems (COS) e Basin Occurring Systems (BOS), e o que diferencia esses sistemas são a localização geográfica, propagação e ciclo de vida. Segundo Adams et al. (2009), a morfologia da convecção profunda nessa região pode variar bastante, sendo que alguns regimes apresentam siste-mas convectivos organizados (ex.: LI’s e complexos convectivos de mesoescala), e outros apresentam um forte ciclo diurno de células convectivas não organizadas. No entanto, a natureza do regime convectivo varia de acordo com a estação, por exemplo, a convecção da estação chuvosa apresenta características de regimes tropicais marítimos (ou seja, meno-res valomeno-res de CAPE, correntes ascendentes mais fracas e reduzida atividade elétrica nas nuvens), as estações de transição apresentam valores mais elevados de CAPE, convecção mais intensa e maior frequência de LI’s.
Do mesmo modo, Silva Dias et al. (2002) a partir dos dados do WETAMC -expõem que a estação chuvosa na região amazônica é afetada por oscilações intrasazonais que são vistas, localmente, como diferentes forçantes de larga escala. Os campos de vento de oeste e leste são associados com dois tipos de convecção: 1- convecção profunda: associada ao campo de leste, onde são observados sistemas convectivos mais continentais, com células convectivas mais isoladas, em que se observa uma região de mistura de água
e gelo bem definida, e grande frequência de relâmpagos. 2 - convecção rasa: associada ao campo de oeste, onde os sistemas são maiores e mais estratiformes, não apresentando a região de mistura de gelo e água e quase sem relâmpagos. A concentração de núcleos de condensação é maior durante o regime de leste, apresentando uma correlação positiva com a frequência de relâmpagos (Williams et al., 2002). Padrões diferenciados de convecção na Amazônia, em função dos regimes de vento de leste e oeste, também foram mostrados por Williams et al. (2002); Albrecht e Silva Dias (2005); Strong et al. (2005), entre outros. A Figura 2.3 é apresentada como o intuito de se ter um entendimento básico do por que no regime de ventos de leste as nuvens tendem a ser mais profundas, enquanto que no regime de oeste a convecção tende a ser rasa, na região Amazônica. A figura mostra que existe um favorecimento no aumento da profundidade da convecção quando os ventos predominantes são de leste, devido esses ventos carregarem umidade do oceano e continente para regiões localizadas mais adentro do continente. Por outro lado, quando os ventos predominantes são de oeste, os mesmos trazem umidade principalmente do continente, o que não favorece o crescimento das nuvens.
Figura 2.3: Ilustração da intensificação da convecção rasa e convecção profunda, se levando em consideração a umidade trazida do oceano e/ou continente, com base na predominância dos ventos de leste e oeste.
Capítulo 3
Material e Métodos
Para se analisar as características da convecção profunda na Amazônia Central, se utilizou informações meteorológicas coletadas em Manaus e regiões próximas. Então, nesse capítulo serão descritos a área de estudo, os tipos de dados utilizados e os métodos para se analisar os mesmos.
3.1
Descrição da área de estudo
O estudo foi desenvolvido para uma região continental tropical, na Amazônia Cen-tral, onde a vegetação dominante é de floresta tropical úmida. A área analisada foi de, aproximadamente, 80 x 60 km (4800 km2), centrada em Manaus (03◦ 08’ S; 60◦ 01’ W),
ver Figura 3.1. Essa região, como parte dos trópicos, é caracterizada por apresentar grande concentração de vapor d’água e recebe altos saldos de radiação solar. Além disso, é uma região com baixa variação topográfica e apresenta uma grande variação no tipo de terreno (ex.: rios, lagos, florestas, áreas urbanas, etc.). Dessa forma, é uma área ideal para se fazer estudos de processos convectivos, principalmente, observações de eventos convectivos e da distribuição vertical de vapor d’água.
Figura 3.1: Localização da área de estudo, centrada na cidade de Manaus-AM. Fonte: Adaptado de Chagas et al. (2006)
Os locais utilizados para o estudo foram aqueles onde dados horários de precipi-tação foram coletados. Os pontos são: Instituto Nacional de Meteorologia (INMET), Instituto Nacional de Pesquisas da Amazônia (INPA), Reserva Florestal Adolpho Ducke (RFAD) e Torre K34 da Reserva Biológica do Cuieiras (K34). Esses quatro pontos apre-sentam características diferentes, principalmente, no tipo de terreno; dois são representa-tivos de área de floresta, e dois representarepresenta-tivos de área urbana. A Figura 3.2 mostra a localização dos sítios utilizados nesse estudo, sendo que as distâncias entre eles são:
• 20 km - entre RFAD e INPA; • 21 km - entre RFAD e INMET; • 05 km - entre INPA e INMET; • 43 km - entre K34 e RFAD; • 59 km - entre K34 e INPA; • 63 km - entre K34 e INMET.
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Figura 3.2: Localização dos sítios de estudo na Amazônia Central.
3.2
Coleta de dados
3.2.1
Dados de precipitação
Dados de precipitação de alta frequência ajudaram, principalmente, na classificação dos eventos convectivos. A seguir são descritos os locais onde foram coletados esse tipo de dados.
3.2.1.1 INMET
Os dados horários do INMET são no período de 2006 a 2011. Porém, no dia 15 de dezembro de 2010 a estação foi mudada de local, devido a isso as análises para esse ponto foram de 2006 a 2010. Além disso, entre agosto de 2008 e janeiro de 2010 a estação esteve funcionando com o datalogger (equipamento que armazena dados) com defeito, ocasionando ausência de dados nesse período. As estações meteorológicas automáticas (EMAs) do INMET são compostas por sensores que medem, a cada minuto, umidade e temperatura do ar, pressão atmosférica, velocidade e direção do vento, radiação solar e um pluviômetro que mede a precipitação. A cada hora esses dados são integralizados e transmitidos, via satélite ou telefonia celular, para a sede do INMET, em Brasília (INMET, 2011). Depois de validados, os dados são disponibilizados gratuitamente, em tempo real, no site http://www.inmet.gov.br/sonabra/maps/pg_automaticas.php.
A estação estava localizada na região leste de Manaus (03◦ 07’ 05” S; 59◦ 56’ 60”
W; 67 m), próximo a área urbana. Sua proximidade com o rio Negro era de 2,7 km, o que poderia provocar alguma influenciaa nas características termodinâmicas dessa região.
3.2.1.2 INPA
Assim como o INMET, o INPA está localizado na região metropolitana de Ma-naus. Os dados de precipitação possuem uma frequência de 10 minutos e foram medidos com uma estação meteorológica automática da Vaisala (modelo WXT510), a qual está instalada acima da caixa d’água do Campus II do INPA (03◦ 05’ 45.2” S; 59◦ 59’ 22.9”
W; 88 m). Essa Vaisala faz parte do conjunto de instrumentos que compõem uma rede de Global Navigation Satellite System (GNSS), em Manaus e arredores desde julho de 2008. Então, para a localidade do INPA, o período de dados disponível para esse estudo é de julho de 2008 a 2011.
Há muitas falhas nos dados de precipitação que foram causadas, principalmente, pelo mau funcionamento da Vaisala, a qual muitas vezes repetia valores de precipitação de 0,1 mm, mesmo quando ocorriam chuvas intensas (Adams, comunicação pessoal, 2012). Então, o grau de confiabilidade dos dados de precipitação dessa localidade é baixo. E pelo fato, desse ponto ficar próximo ao INMET, os dados desse último são bem mais representativos da área urbana.
3.2.1.3 RFAD
A RFAD é uma área de floresta nativa protegida, localizada à 25 km da cidade de Manaus (02◦ 55’ 44.” S; 59◦ 58’ 31.6” W; 80 m). Nessa área existe uma grande variedade
de espécies de árvores, onde a altura média da copa é de 35 m (Querino et al., 2006). Os dados de precipitação foram coletados por um pluviômetro da Campbell, modelo CSI TB4-L, o qual está instalado em uma estação climatológica pertencente à RFAD. O período
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analisado foi de 2006 a 2011, sendo que de 2006 até meados de setembro de 2007 os dados possuem uma frequência horária, e a partir disso os dados possuem uma frequência de 30 minutos. Ao longo do período analisado foram observadas algumas falhas.
Esses dados foram cedidos gentilmente pela Coordenação de Pesquisas em Clima e Recursos Hídricos do INPA.
3.2.1.4 K34
A K34 é um sítio experimental que está localizado na Reserva Biológica do Cuieiras (2◦ 33’ 2.67” S; 60◦12’ 33.48” W, 130 m), a cerca de 60 km ao norte de Manaus. A reserva
pertence ao INPA, e compreende 22.735 ha de floresta tropical úmida primária de terra-firme, adjacente a áreas extensas de floresta, típica da parte central da região amazônica (Higuchi et al., 1997). O clima é caracterizado como equatorial quente e úmido, com temperatura média anual em torno de 26,7°C (Miranda, 2002).
As informações de precipitação foram medidas com um pluviômetro modelo TB4 (Hydrological Service) (Oliveira, 2010), o qual está instalado no topo da torre microme-teorológica da K34. Esses dados estão em uma frequência de 30 minutos, e o período estudado será de 2006 a 2011. Os dados foram cedidos pelo laboratório de micrometeo-rologia do programa LBA/INPA.
Durante o período estudado existiam alguns horários com falhas. As falhas entre 2006 e agosto de 2009 foram preenchidas por Oliveira (2010), a partir da chuva média estimada pelo método do inverso do quadrado da distância, como uma média da precipi-tação, a cada 30 minutos, interpolada numa grade de 90 x 90 metros, utilizando dados de precipitação de 5 pluviômetros instalados nas proximidades da torre. A partir de setembro de 2009 até 2011 as falhas não foram preenchidas.
3.2.2
Validação dos dados de precipitação
Para se validar os dados de precipitação, coletados nas estações citadas anteri-ormente, se fez a comparação dos mesmos com outros conjuntos de dados. Para isso, se buscou analisar informações de chuva coletadas pelo Global Precipitation Climatology Project (GPCP) e pelo Tropical Rainfall Measuring Mission (TRMM). Os dados foram obtidos no site dos respectivos projetos.
Para o TRMM foram utilizados dados a cada 3 horas, no período de 2006 a 2010. Devido a resolução espacial dos dados do TRMM ser de 0.25◦ x 0.25◦, foi possível se
separar somente três pontos para as análises. Isto é, um ponto próximo as coordenadas geográficas da RFAD, outro próximo da K34 e o último próximo ao INMET e INPA, pois esses dois pontos estão a apenas 5 quilômetros um do outro. Assim, um único ponto foi selecionado para ser representativo das localidades urbanas. A variação média da frequência de precipitação a cada três horas foi comparada a variação média horária da
frequência de precipitação observada nos quatro locais estudados.
Para o projeto GPCP os dados correspondem a médias mensais de precipitação, com resolução espacial de 2.5◦x 2.5◦, no período de 1981 a 2010. Devido a baixa resolução,
apenas um único ponto de grade foi utilizado para representar a área de estudo como um todo. Esse ponto de grade abrange a seguinte área: 3.75◦S-1.25◦S e 61.25◦W-58.75◦W. A
partir do conjunto de dados de precipitação do GPCP se fez a comparação dos mesmos com a variação média mensal da precipitação das quatro localidads de estudo.
Além disso, também se procurou analisar o vento em baixos níveis (925 hPa), para se observar como a predominância do vento médio pode influenciar na atividade convectiva nas áreas de estudo, no trimestre mais chuvoso (DJF) e menos chuvoso (JJA). Para isso, se utilizou médias mensais das componentes zonal (u) e meridional (v) do vento, a partir das reanálises-2 do National Centers for Environmental Prediction (NCEP) do período de 2001 a 2010.
3.2.3
Dados de temperatura do topo da nuvem
Os dados de temperatura do topo da nuvem (CTT) - do inglês cloud top tempe-rature - foram obtidos de imagens do Geostationary Operational Environmental Satellite (GOES 12), no canal 4 do infravermelho (11 µm), em que cada elemento de informação (pixel) corresponde a uma área de 4 x 4 km. A frequência temporal dos dados é de 15 minutos (com algumas falhas) e o período utilizado foi de 2006 a 2011.
Conforme mostrado pelo CPTEC (http://satelite.cptec.inpe.br → GOES 13), no comprimento de onda do infravermelho a atmosfera (ar + vapor) absorve pouca radiação, por isso recebe o nome de "janela atmosférica". Devido as nuvens serem muito densas elas absorvem (portanto emitem) fortemente. Logo:
- na ausência de nuvens, pode-se observar a radiação emitida diretamente pelo solo, o que permite estimar sua temperatura;
- nuvens frias deveriam emitir menos e, portanto, deveriam ser vistas mais escuras que o solo. Entretanto, para visualizá-las melhor se utiliza o negativo, o que permite que as nuvens mais frias apareçam mais brilhantes em uma imagem;
- uma nuvem absorve uma boa parte da radiação térmica que vem do solo e da atmosfera, e volta a emitir de acordo com sua temperatura. Portanto, medindo esta “temperatura de emissão” das nuvens pode-se estimar sua altitude.
Esse parâmetro será de grande valia para a seleção dos eventos convectivos, pois se espera que quanto menor os valores absolutos dessa temperatura maior é o desenvolvi-mento vertical da nuvem. Porém, nesse tipo de estimativa, erros podem surgir devido a heterogeneidade de nuvens convectivas profundas ou por causa de diferenças entre tem-peratura da nuvem e do ambiente (Sherwood et al., 2004). Também, pode-se confundir o topo de nuvens convectivas com nuvens cirrus, as quais se encontram entre 6 e 18 km de
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altura na atmosfera tropical (Houze Jr., 1993).
A Figura 3.3 mostra como o valor de CTT pode variar de acordo com o tipo de nuvem e/ou a superfície que o satélite captar. Então, devido aos diferentes valores de temperatura que podem existir dentro da área analisada, o valor médio de CTT pode ser substimado ou superestimado.
Figura 3.3: Esquematização de como o valor de CTT pode variar em função do tipo de nuvem e da superfície terrestre. A1 = área sem nuvens; A2 = área do topo da nuvem
convectiva; A3 = área de nuvem cirrus; A4 = área da nuvem baixa.
3.2.4
Dados de radiossondagens
Uma radiossondagem é obtida pelo lançamento de um instrumento equipado com sensores para medir grandezas meteorológicas, tais como temperatura, pressão e umidade (TPU), sendo que a precisão de medida desses sensores é de 0.1◦C, para a temperatura, de
1 %, para a umidade relativa, e de 0.1 hPa para a pressão atmosférica (Fisch, 1995). Esse equipamento é chamado de radiossonda e é lançado na atmosfera acoplado a um balão meteorológico; possue um emissor de rádio, que transmite informações da atmosfera, através de antenas, para um receptor que fica instalado em superfície, e esses sinais são emitidos a cada 2 segundos.
Em Manaus as radiossondas são lançadas duas vezes ao dia, pelo Departamento de Controle do Espaço Aéreo de Manaus (DTCEA-MN), em Ponta Pelada (03◦ 08’ 56”
S e 59◦ 59’ 29” W) (Figura 3.2). Os horários de lançamentos são às 0000 e 1200 UTC,
correspondendo às 20:00 e 08:00 HL, respectivamente. Depois do lançamento os dados obtidos são disponibilizados no site: http://weather.uwyo.edu/upperair/sounding.html.
