Análise de uma linha de instabilidade costeira na região leste do estado do Pará

FACULDADE DE METEOROLOGIA

ANÁLISE DE UMA LINHA DE INSTABILIDADE COSTEIRA NA

REGIÃO LESTE DO ESTADO DO PARÁ

RENATA SILVA DE LOUREIRO

Dissertação apresentada à Universidade Federal de Pelotas, sob a orientação da Professora Dra. Roseli Gueths Gomes e Co-orientação do Professor Dr. Edson José Paulino da Rocha, como parte das exigências do Programa de Pós-Graduação em Meteorologia, para obtenção do título de Mestre em Ciências (M.S.).

PELOTAS

Rio Grande do Sul – Brasil Fevereiro de 2005

ii

È muito melhor arriscar coisas grandiosas, alcançar triunfos e glórias, mesmo expondo-se à derrota, do que formar fila com os pobres de espírito que nem gozam muito nem sofrem muito, porque vivem nessa penumbra cinzenta, que não conhecem vitória nem derrota.

iii Aos meus pais e irmãos.

iv AGRADECIMENTOS

A Deus por ter me dado a Vida e por ter sempre iluminado meu caminho. Aos meus pais Adalberto e Lucimar e irmãos Rosilene e Rogério, pelo incentivo e apoio incondicional em todos os momentos.

À Universidade Federal de Pelotas pela oportunidade de realizar o curso de Pós-Graduação em Meteorologia.

À Fundação Coordenação de Aperfeiçoamento de Pessoal de Nível Superior (CAPES) pela concessão da bolsa de estudos.

Em especial a Professora Drª. Roseli Gueths Gomes pela excelente orientação, confiança, amizade e apoio constante durante a realização deste trabalho, o qual não poupou dedicação ao meu amadurecimento e formação profissional.

Em especial ao Professor Dr. Edson José Paulino da Rocha pela Co-orientação, amizade e ensinamentos transmitidos.

Aos membros da banca examinadora pelas valiosas sugestões para a melhoria deste trabalho.

Ao grande amigo e irmão de todas as horas Rodrigo Henrique Macedo Braga que sempre se mostrou disposto a ajudar nos momentos de dificuldade e que foi de fundamental importância para a realização deste trabalho.

Aos professores e colegas de Curso de Pós-Graduação em Meteorologia pelos ensinamentos e amizades.

v Ao Júnior, funcionário da UFPel, sempre pronto a colaborar.

Aos meus colegas do Pará, Kellen, Guilherme, Edmir, em especial a Edna Cristina Sodré Lima, que no decorrer do curso tornou-se uma grande companheira.

A família Cardoso, em nome do Senhor Adão e D. Jussara e em especial a Angélica pelo apoio e acolhida durante estes dois anos em Pelotas.

Ao aluno do curso de Graduação em Meteorologia Rubinei Dornelles Machado pelo auxílio valioso e fundamental durante a execução do trabalho.

Ao colega do Curso de Pós-Graduação em Meteorologia Marcelo Félix Alonso pela valiosa ajuda no entendimento na área de modelagem atmosférica.

Ao Projeto DESMATA - Milênio LBA que gentilmente cederam os dados para serem utilizados neste trabalho.

Ao centro de Previsão de Tempo e Estudos Climáticos (CPTEC)/Instituto Nacional de Pesquisas Espaciais (INPE), pelos campos do Modelo de Mesoescala ETA.

E a todos aqueles que de uma forma ou de outra contribuíram para a realização deste trabalho.

vi SUMÁRIO LISTA DE TABELAS...ix LISTA DE FIGURAS...xi LISTA DE SÍMBOLOS...xv LISTA DE ABREVIATURAS...xvii RESUMO...xx ABSTRACT...xxii 1. INTRODUÇÃO...1 2. REVISÃO DE LITERATURA...3

2.1. Alguns Experimentos nas Regiões Tropicais...3

2.2. Definição de uma Linha de Instabilidade Tropical...5

2.3. Classificação das LI Tropicais...7

2.4. Formação das LI Tropicais...11

2.5. Teorias de Propagação das LI Tropicais...14

3. MATERIAL E MÉTODOS...15

3.1. Projetos DESMATA E MilênioLBA...15

3.1.1. Experimento de Campo do Período Chuvoso (ECPC)...17

3.1.2. Áreas Experimentais...18

vii

3.1.4.2. Diagramas Skew T - Log P...26

3.1.4.3. Índices de Instabilidade...28 3.1.4.3.1. Índice CAPE...28 3.1.4.3.2. Índice CINE...30 3.1.4.3.3. Índice K...31 3.1.4.3.4. Índice Showalter...32 3.1.4.3.5. Índice Total-Totals...33

3.1.4.4. Perfis Termodinâmicos e Cinemáticos...34

3.2. Imagens de Satélite...35

3.3. Modelo ETA...36

3.4. Descrição do Modelo de Mesoescala MM5...38

3.4.1. Generalidades...38

3.4.2. Dados de entrada...39

3.4.3. Parametrizações...39

3.4.4. Descrição das Simulações...42

3.4.5. Variáveis Utilizadas...43

4. RESULTADOS E DISCUSSÃO...44

4.1. Linhas de Instabilidade Durante o Experimento ECPC...44

4.1.1. Seleção das LIC...46

4.1.2. Condições Meteorológicas de Superfície...48

4.2. Estudo Detalhado de uma LIC...60

4.2.1. Formação e Desenvolvimento...60

4.2.2. Análise Termodinâmica...64

4.2.2.1. Diagrama Termodinâmico Skew T – Log P...65

4.2.2.2. Perfil Vertical de θ, θe e θes...67

4.2.2.3. Perfil Vertical de u, v...71

4.2.2.4. Índices de Instabilidade………...73

4.2.2.5. CAPE...74

4.2.2.6. Condições de Grande Escala...77

viii 6. REFERÊNCIAS BIBLIOGRÁFICAS...101 ANEXO - Campos Climatológicos...108

ix LISTA DE TABELAS

TABELA 1 – Experimentos de campo realizados para o estudo das Linhas de Instabilidade, nas regiões tropicais... 4 TABELA 2 – Coordenadas geográficas dos municípios que representam os ecossistemas: manguezal (Bragança), floresta (Caxiuanã) e campo (Soure). 16 TABELA 3 – Valores críticos de CAPE. (http://twister.sbs.ohio-state.edu)...30 TABELA 4 – Valores críticos de CINE. (http://twister.sbs.ohio-state.edu)...31 TABELA 5 – Valores críticos do Índice K. (http://twister.sbs.ohio-state.edu)....32 TABELA 6 – Valores críticos para o Índice Showalter. ( http://twister.sbs.ohio-state.edu/)...33 TABLELA 7 – Valores críticos do Índice Total-Totals. ( http://twister.sbs.ohio-state.edu/ )...34 TABELA 8 – Parametrizações equivalentes entre os modelos MM5 e RAMS...41 TABELA 9 - Simulações com o modelo MM5 para o estudo da LIC selecionada...42 TABELA 10 – Configurações do MM5 para a LIC selecionada...42 TABELA 11 – Variáveis e níveis utilizados para o estudo da LIC, relativos aos domínios D1 e D2...43

x Pará. (Fonte: Braga, 2002)...45 TABELA 13 – Estimativa do tempo de vida de quatro LIC que ocorreram no mês de abril de 2002. ...47 TABELA 14 – Valores calculados dos índices de instabilidade “antes”, “durante” e “após” a ocorrência da LIC, nos dias 17 e 18 de abril de 2002...73

xi LISTA DE FIGURAS

FIGURA 1 – Esquema de uma Linha de Instabilidade. As linhas/flechas tracejadas indicam movimentos ascendentes do ar, enquanto que as linhas/flechas sólidas indicam os movimentos descendentes. Regiões mais escuras indicam fortes ecos de radar. Adaptado de Houze (1977)...6 FIGURA 2 – Modelo conceitual do escoamento de uma LI, em estágio maduro, na Amazônia. Adaptado de Garstang et al. (1994)...7 FIGURA 3 – Imagem do satélite geoestacionário GOES-8, realçada no canal infravermelho, que ilustra uma

L

inha de

I

nstabilidade

C

osteira (

LIC

) ocorrida em abril de 2002. Fonte: MASTER/IAG/USP...8 FIGURA 4 – Imagem do satélite geoestacionário GOES-8, realçada no canal infravermelho, que ilustra uma

L

inha de

I

nstabilidade com

P

ropagação do Tipo

1

(

LIP1

) ocorrida em abril de 2002. Fonte: MASTER/IAG/USP...9 FIGURA 5 – Imagem do satélite geoestacionário GOES-8, realçada no canal infravermelho, que ilustra uma

L

inha de

I

nstabilidade com

P

ropagação do Tipo

2

(

LIP2

) ocorrida em abril de 2002. Fonte: MASTER/IAG/USP...9 FIGURA 6 – Ilustração da circulação de brisa marítima durante o dia...11 FIGURA 7 - Localização geográfica dos ecossistemas: manguezal (no Município de Bragança), floresta (no Município de Caxiuanã) e campo (no Município de Soure)...16 FIGURA 8 – Distribuição do número de casos de LI (LIC, LIP1 e LIP2) no período de 1979 a 1986. Adaptada de Cohen (1989)...17

xii FIGURA 10 – Características físicas do ambiente dos manguezais, onde está localizada a base de coleta de dados de Bragança. Fonte: Projeto DESMATA...19 FIGURA 11 - Características físicas do ambiente dos campos, onde está localizada a base de coleta de dados de Soure. Fonte: Projeto DESMATA...20 FIGURA 12 – (a) Torre onde está localizada a estação meteorológica automática no Município de Bragança. (b) Instrumento que mede a Precipitação Pluviométrica. (c) Painel Solar que alimenta as baterias. (d) Anemômetro Sônico. Fonte: Projeto DESMATA...21 FIGURA 13 – Estação automática de superfície localizada no Município de Soure. Fonte: Projeto DESMATA...21 FIGURA 14 – Modelo de Radiossonda RS80 da Vaisäla...24 FIGURA 15 – Representação gráfica do esquema de transmissão e recepção da radiossonda RS80 do fabricante Vaisäla...25 FIGURA 16 – (a) Praia de Ajuruteua, base de lançamento das radiossondas; (b) Antena receptora GPS; (c) DIGICORA; (d) Balão meteorológico. Fonte: Projeto DESMATA...26 FIGURA 17 – Ilustração do Diagrama Termodinâmico Skew T- Log P...27 FIGURA 18 – Representação gráfica da área positiva (CAPE) de uma sondagem no Diagrama Skew T- Log P...29 FIGURA 19 – Representação gráfica da área negativa (CINE) de uma sondagem no Diagrama Termodinâmico Skew T- Log P...30 FIGURA 20 – Escalas de cores relativas aos tratamentos das imagens de satélite pela (a) Agência NOAA/Nesdis e pelo (b) Laboratório MASTER/IAG/USP...36 FIGURA 21 – Grade horizontal com resolução espacial de 40km...37 FIGURA 22 – Grade horizontal do domínio 2 (D2) para a LIC selecionada, com resolução espacial de 10km...43 FIGURA 23 – Imagens do satélite geoestacionário GOES-8 mostrando: (a) Caso 4 - LIC dos dias 17-18 de abril de 2002, (b) Caso 5 - LIC dos dias 18-19 de abril de 2002, (c) Caso 6 - LIC dos dias 19-20 de abril de 2002 e (d) Caso 7 - LIC dos dias 20-21 de abril de 2002...47

xiii 18-19 de abril de 2002, (c) Caso 6: LIC dos dias 19-20 de abril de 2002 e (d) Caso 7: LIC dos dias 20-21 de abril de 2002, para Bragança (em azul) e Soure (em vermelho)...50 FIGURA 25 – Distribuição temporal em superfície da temperatura do ar para: (a) Caso 4: LIC dos dias 17-18 de abril de 2002, (b) Caso 5: LIC dos dias 18-19 de abril de 2002, (c) Caso 6: LIC dos dias 19-20 de abril de 2002 e (d) Caso 7: LIC dos dias 20-21 de abril de 2002, para Bragança (linha em azul) e Soure (linha em vermelho)...52 FIGURA 26 – Distribuição temporal em superfície da umidade relativa para: (a) Caso 4: LIC dos dias 17-18 de abril de 2002, (b) Caso 5: LIC dos dias 18-19 de abril de 2002, (c) Caso 6: LIC dos dias 19-20 de abril de 2002 e (d) Caso 7: LIC dos dias 20-21 de abril de 2002, para Bragança (linha em azul) e Soure (linha em vermelho)...54 FIGURA 27 – Distribuição temporal em superfície da pressão atmosférica para: (a) Caso 4: LIC dos dias 17-18 de abril de 2002, (b) Caso 5: LIC dos dias 18-19 de abril de 2002, (c) Caso 6: LIC dos dias 19-20 de abril de 2002 e (d) Caso 7: LIC dos dias 20-21 de abril de 2002, para Bragança (linha em azul) e Soure (linha em vermelho)...56 FIGURA 28 – Distribuição temporal em superfície da velocidade do vento para: (a) Caso 4 – LIC dos dias 17-18 de abril de 2002, (b) Caso 5 – LIC dos dias 18-19 de abril de 2002, (c) Caso 6 – LIC dos dias 18-19-20 de abril de 2002 e (d) Caso 7 – LIC dos dias 20-21 de abril de 2002, para Bragança (linha em azul) e Soure (linha em vermelho)...58 FIGURA 29 – Distribuição temporal em superfície da direção do vento para: (a) Caso 4: LIC dos dias 17-18 de abril de 2002, (b) Caso 5: LIC dos dias 18-19 de abril de 2002, (c) Caso 6: LIC dos dias 19-20 de abril de 2002 e (d) Caso 7: LIC dos dias 20-21 de abril de 2002, para Bragança (linha em azul) e Soure (linha em vermelho)...59 FIGURA 30 – Seqüência de imagens do satélite geoestacionário GOES-8 mostrando o ciclo de vida da LIC do caso 4, ocorrida nos dias 17-18 de abril de 2002...62 FIGURA 31 – Diagrama Skew-T Log P, observado (a) antes, (b) durante e (c) após a ocorrência da LIC nos dias 17-18 de abril de 2002. O perfil de T (linha contínua azul), o perfil de Td (linha contínua vermelha) e a trajetória da parcela (linha pontilhada lilás). TMG = Tempo Médio de Greenwich é equivalente a UTC = Coordenada de Tempo Universal, usada no texto...66 FIGURA 32 - Perfis verticais da temperatura potencial θ, temperatura potencial equivalente θe e temperatura potencial equivalente saturada θes, observados (a) “antes”, (b) “durante” e (c) “após” a ocorrência da LIC nos dias 17-18 de abril de 2002...70

xiv meridional do vento, observada “antes”, “durante” e “após” a ocorrência da LIC nos dias 17-18 de abril de 2002...72 FIGURA 34 – Energia Potencial Disponível para Convecção – CAPE (m2/s2) no nível 1000 hPa, obtido com o modelo ETA. (a) “antes”, (b) “durante” e (c) “após” a ocorrência da LIC nos dias 17-18 de abril de 2002...76 FIGURA 35 – Campos de temperatura do ar (°C) em superfície, no domínio 1, obtidos com o modelo MM5. (a) “antes”, (b) “durante” e (c) “após” a ocorrência da LIC nos dias 17-18 de abril de 2002...78 FIGURA 36 – Campos de razão de mistura (g/kg) em superfície, no domínio 1, obtidos com o modelo MM5. (a) “antes”, (b) “durante” e (c) “após” a ocorrência da LIC nos dias 17-18 de abril de 2002...80 FIGURA 37 – Campos de vento horizontal (m/s) em superfície, no domínio 1, obtidos com o modelo MM5. (a) “antes”, (b) “durante” e (c) “após” a ocorrência da LIC nos dias 17-18 de abril de 2002...82 FIGURA 38 – Campos de vento horizontal (m/s) em 850 hPa, no domínio 1, obtidos com o modelo MM5. (a) “antes”, (b) “durante” e (c) “após” a ocorrência da LIC nos dias 17-18 de abril de 2002...84 FIGURA 39 – (a) água precipitável, (b) precipitação convectiva acumulada, (c) temperatura do ar, (d) razão de mistura, (e) vento em superfície, (f) vento em 850 hPa, no domínio 2, às 13 UTC (antes da LIC que ocorreu nos dias 17-18 de abril de 2002)...87 FIGURA 40 – (a) água precipitável, (b) precipitação convectiva acumulada, (c) temperatura do ar, (d) razão de mistura, (e) vento em superfície, (f) vento em 850 hPa, no domínio 2, às 16 UTC (1 hora antes da LIC que ocorreu nos dias 17-18 de abril de 2002)...89 FIGURA 41 – (a) água precipitável, (b) precipitação convectiva acumulada, (c) temperatura do ar, (d) razão de mistura, (e) vento em superfície, (f) vento em 850 hPa, no domínio 2, às 19 UTC (durante a maior atividade convectiva da LIC que ocorreu nos dias 17-18 de abril de 2002)...91 FIGURA 42 – (a) água precipitável, (b) precipitação convectiva acumulada, (c) temperatura do ar, (d) razão de mistura, (e) vento em superfície, (f) vento em 850 hPa, no domínio 2, às 22 UTC (no início de enfraquecimento da LIC que ocorreu nos dias 17-18 de abril de 2002)...93 FIGURA 43 – (a) água precipitável, (b) precipitação convectiva acumulada, (c) temperatura do ar, (d) razão de mistura, (e) vento em superfície, (f) vento em 850 hPa, no domínio 2, à 01 UTC (dissipação da LIC que ocorreu nos dias 17-18 de abril de 2002)...95

xv LISTA DE SÍMBOLOS g - aceleração da gravidade 500 T - temperatura em 500hPa 850 d

T - temperatura do ponto de orvalho em 850hPa

(

T850 −T500

)

- variação vertical da temperatura obtida pela diferença de temperaturas entre os níveis 850 e 500hPa

(

T700 −Td700

)

- depressão de temperatura em 700hPa

T - temperatura do ar d

T - temperatura do ponto de orvalho p

T - temperatura da parcela

u - componente zonal (leste/oeste) do vento v - componente meridional (norte/sul) do vento x - coordenada cartesiana na direção x

y - coordenada cartesiana na direção y T

Z - altura do topo da nuvem

B

Z - altura da base da nuvem

z - coordenada cartesiana na direção z θ - temperatura potencial

e

xvi

e

θ

∆ - diferença entre a temperatura potencial equivalente da superfície (parcela) e a temperatura potencial equivalente saturada de cada nível (ambiente)

es

θ - temperatura potencial equivalente saturada

ep

θ - temperatura potencial equivalente da superfície (parcela) º - grau % - porcentagem       ∂ ∂ Z e θ

xvii LISTA DE ABREVIATURAS

ACSL – Amazon Coastal Squall Lines AMEX – Australian Monsoon Experiment ºC – Graus Celsius

CAPE – Convective Available Potential Energy CINE - Convective Inhibition

Cb – Cumulonimbus

BOS – Basin Occurring Systems cm - Centímetro

COLA – Center for Ocean-Land-Atmosphere Studies COPT81 – Convection Profonde Tropicale

COS – Coast Occurring Systems

CPTEC – Centro de Previsão de Tempo e Estudos Climáticos D1 – Domínio 1

D2 – Domínio 2

DCA – Departamento de Ciências Atmosféricas

DESMATA – Impacto do Desmatamento junto ao Litoral Atlântico ECPC – Experimento de Campo do Período Chuvoso

ECMWF – European Center for Medium Range Weather Forecasts EUA – Estados Unidos da América

g/kg – gramas pó quilogramas

xviii GrADS – Grid Analise Display System

GTE-ABLE-IIB – Global Tropospheric Experiment – Amazon Boundary Layer

Experiment

HL – Hora Local hPa – Hectopascal

IAG – Instituto Astronômico e Geofísico

INPE – Instituto de Nacional Pesquisas Espaciais JBN – Jato de Baixos Níveis

km – Quilômetro

km/h – Quilometro por hora Km2 – Quilômetro Quadrado

LBA – Experimento de Grande Escala da Biosfera-Atmosfera na Amazônia LI – Linha de Instabilidade

LIC – Linha de Instabilidade Costeira LOS – Locally Occurring Systems

LIP – Linha de Instabilidade que se Propaga MM4 – Modeling Mesoscale Versão 4

MM5 – Modeling Mesoscale Versão 5 m – Metro

mm - Milímetro MHz - Megahertz

m/s – Metro por segundo

m2/s2 – Metro quadrado por segundo quadrado N – Norte

NASA – National Air and Space Administration NCAR – National Center for Atmospheric Research NCE – Nível de Condensação Espontânea

NE – Nível de Equilíbrio

NCL – Nível de Condensação por Levantamento NCEP – National Centers for Environment Prediction NOAA – National Oceanic and Atmospheric Administration NW – Noroeste

xix PPG7 – Programa Piloto para Proteção das Florestas Tropicais do Brasil

PSU – Pennsylvania State University

RAMS – Regional Atmospheric Modeling System RS80 – Radiossonda Modelo 80

s – Segundo S – Sul

SE – Sudeste

TMG – Tempo Médio de Greenwich UFPa – Universidade Federal do Pará UFV – Universidade Federal de Viçosa USP – Universidade de São Paulo UTC – Coordenada de Tempo Universal

VIMHEX – Venezuelan International Meteorological Experiment W – West (oeste)

Z - Zulu

xx RESUMO

LOUREIRO, RENATA SILVA.M.S., Universidade Federal de Pelotas, fevereiro de 2005. Análise de uma Linha de Instabilidade Costeira na Região Leste do Estado do Pará. Orientadora: Dra Roseli Gueths Gomes. Co-orientador: Dr. Edson José Paulino da Rocha.

No Estado do Pará são observadas, preferencialmente nos meses de maio a agosto, Linhas de Instabilidade que se formam ao longo da costa que, por este motivo, são chamadas de Linhas de Instabilidade Costeira (LIC). Este trabalho tem como objetivo estudar as LIC que ocorreram durante a realização do Experimento de Campo do Período Chuvoso do Projeto DESMATA-MilênioLBA, em abril de 2002. Para este estudo foram utilizados dados de superfície e de altitude, imagens de satélite geoestacionário realçadas e campos meteorológicos do modelo MM5. Com relação aos dados observados em superfície, os resultados mostraram que, em geral, as LIC não provocaram alterações significativas nas condições meteorológicas, com exceção de uma queda pronunciada nos valores de temperatura do ar, observada perto do horário de máxima intensidade das LIC. A seleção da LIC que ocorreu nos dias 17-18 de abril permitiu avaliar, em detalhes, as estruturas dos campos meteorológicos do ar superior e simulados durante o seu tempo de vida que foi de 8 horas, aproximadamente. Os resultados mostraram que esta LIC ocorreu em um ambiente com baixos valores de umidade, altas temperaturas e pouca instabilidade. Antes e durante a ocorrência da LIC, as velocidades do vento

xxi portanto sem associação à mesma. Os campos restituídos pelo modelo MM5 mostraram muito bem o gradiente horizontal de temperatura na região costeira, importante na geração da circulação de brisa marítima, fator principal de formação das LIC. Os campos de vento horizontal mostraram uma distinção nítida dos escoamentos do ar, de um lado entre a superfície e o nível 850 hPa e, de outro, entre o oceano e o continente. Um interessante resultado foi encontrado no nível de 850 hPa, onde o vento estava paralelo à costa desde 3 horas antes da formação da LIC, permanecendo assim até o início do enfraquecimento desta, quando sofre uma rotação tornando-se de leste.

xxii ABSTRACT

LOUREIRO, RENATA SILVA.M.S., Federal University of Pelotas, February 2005. Analysis of a Coastal Instability Line East of the State of Pará. Adviser: Dra Roseli Gueths Gomes. Comitte: Dr. Edson José Paulino da Rocha.

At the State of Pará it is observed, mainly in the months May to August, Instability Lines that formed along the coastal line, called Coastal Instability Lines (CIL) because of that. This work has the objective to study the CIL that occurred during the “Experimento de Campo de Período Chuvoso” of the DESMATA-MilênioLBA Project, in April 2002. For this study it was utilized surface and altitude data, enhanced geostationary satellite images and meteorological fields from MM5 model. In relation to surface observed data results showed that, in general, CIL did not provoke significant changes in meteorological conditions, with the exception of a pronounced fall in air temperature, observed near the maximum intensity time of the CIL. The selection of the CIL that occurred on 17-18 April allowed to evaluate in details, the structure of the upper air meteorological fields and simulated ones during its 8 hours life time, approximately. The results showed that this CIL occurred in an environment with low values of humidity, high temperatures and little instability. Before and during the occurrence of the LIC, the horizontal wind velocities were small, in general lower than 5 m/s. A jet from East was observed at 850 hPa (with values of 11 m/s) after the occurrence of the CIL, therefore with no

xxiii generation of the maritime breeze circulation, main factor of CIL formation. The horizontal wind fields showed a clear distinction in the air flow, on the one hand between the surface and 850 hPa level, and on the other hand between the ocean and the continent. An interesting result was found at 850 hPa level, where the wind was parallel to the coast even 3 hours before the formation of the CIL, remaining this way till the beginning of the its weakening when it suffers a rotation becoming from East.

1. INTRODUÇÃO

A região norte do Brasil é caracterizada por ser muito quente e úmida durante todo o ano. Por este motivo, regionalmente as estações do ano são divididas em dois períodos: o chuvoso (de fevereiro a maio) e o menos chuvoso (de setembro a novembro). Os outros meses do ano são considerados meses de transição. Assim sendo, a precipitação nesta região é bastante heterogênea, apresentando variabilidade espaço-temporal muito grande devido às interações de diferentes sistemas atmosféricos, tanto de grande quanto de mesoescala.

Dentre os sistemas de mesoescala atuantes, destacam-se as Linhas de Instabilidade Tropicais, responsáveis por aproximadamente 45% do total de chuvas. Estas linhas, por apresentarem características diferentes (tempo de vida e velocidade de propagação, por exemplo), receberam denominações específicas vinculadas às diferenças observadas. Neste contexto, no presente trabalho, serão abordadas as Linhas de Instabilidade Costeira (LIC), fenômenos típicos na região de estudo, no período chuvoso. Este tipo de Linha de Instabilidade forma-se em conseqüência da circulação de brisa marítima ao longo da costa brasileira, desde a região norte até a região nordeste. Isto significa que estas linhas podem apresentar uma extensão horizontal da ordem de centenas de quilômetros. Este aspecto, juntamente com o fato de que o ciclo de vida de uma LIC é, em geral, inferior a 10 horas, dificulta muito seu estudo. A quantidade de informações meteorológicas necessárias para entender a natureza deste fenômeno não é obtida pela rede convencional de

estações de superfície e de ar superior. Por isto, a realização de experimentos de campo em uma área limitada torna-se muito importante na medida em que uma grande quantidade de dados é adquirida.

O avanço tecnológico vem promovendo o uso de uma outra fonte de informações para o estudo de fenômenos atmosféricos de difícil observação: os modelos físicos de resolução numérica. Com o uso deste recurso, é possível restituir campos de variáveis meteorológicas em vários horários e em vários níveis, com a opção adicional de ser possível modificar a resolução espacial das grades (horizontal e vertical) utilizadas. Estas facilidades, aliadas à sua boa performance, vêm tornando os modelos atmosféricos cada vez mais populares no meio científico. Ainda, não poderia deixar de ser mencionada a possibilidade de alteração da resolução temporal de restituição dos campos. Esta alternativa é muito útil, porque permite uma flexibilidade de aplicação dos recursos de modelagem na área de interesse. A utilização de grades com diferentes resoluções espaciais permite o acesso a campos de escalas distintas: desde a nuvem Cumulus até a escala planetária. Evidentemente, por se tratar de um modelo físico com resolução numérica das equações diferenciais parciais utilizadas em Meteorologia, existem muitos erros embutidos nos campos restituídos. Portanto, apesar de ser extremamente útil, é sempre preciso ter em mente que os campos obtidos são simulações da realidade e não a realidade, de fato. Portanto, para estudar fenômenos meteorológicos é desejável, sempre que possível, utilizar dados observados em adição aos simulados.

Com o propósito de estudar as Linhas de Instabilidade que ocorrem na região costeira do Estado do Pará (as Linhas de Instabilidade Costeira, LIC), neste trabalho serão abordados aspectos relacionados aos estados atmosféricos observados, quando da ocorrência de 4 LIC durante o Experimento de Campo do Período Chuvoso, vinculado ao Projeto DESMATA, em abril do ano 2002. Dentre estas, uma será analisada em detalhes, incluindo campos observados e simulados (de grande e de mesoescala) durante todo o seu tempo de vida.

2. REVISÃO DE LITERATURA

As Linhas de Instabilidade (LI) são importantes sistemas de mesoescala nas regiões tropicais, pois são responsáveis pela maior parte da precipitação. Além disso, são também responsáveis pelo transporte vertical de energia na troposfera e são identificadas pelo aspecto alongado do aglomerado de nuvens. É possível encontrar na literatura inúmeros trabalhos que abordam os mais diferentes aspectos relacionados à ocorrência das LI. Neste item, será abordada uma síntese dos trabalhos realizados para as regiões tropicais sobre as LI.

2.1. Alguns Experimentos nas Regiões Tropicais

A primeira descrição de LI tropicais, como fenômenos atmosféricos distintos, ocorreu em 1945 em estudos realizados por Hamilton e Archbold. Entretanto, a primeira documentação desses sistemas ocorreu somente em 1969, com pesquisas realizadas por Zipser durante a realização de um experimento de campo.

Sob o ponto de vista observacional, os vários experimentos realizados para estudar a formação, propagação e dissipação de LI tropicais, são sintetizados na TABELA 1.

TABELA 1 – Experimentos de campo realizados para o estudo das Linhas de Instabilidade, nas regiões tropicais.

Experimento Local Ano

VIMHEX (Venezuelan International

Meteorological Experiment) Venezuela 1972

GATE (Global Atmospheric Research Program – Atlantic Tropical Experiment)

Oeste da África e leste do

Atlântico tropical 1974

COPT81 (Convection Profonde Tropicale) Costa do Marfim 1981

AMEX – (Australian Monsoon Experiment) Norte da Austrália 1986 e 1987

GTE-ABLE IIB (Global Tropospheric Experiment

– Amazon Boundary Layer Experiment) Amazônia 1987

ECPC (Experimento de Campo do Período

Chuvoso)

Região leste do Estado

do Pará 2002

O Experimento VIMHEX, realizado na Venezuela em 1972, teve como foco principal avaliar a estrutura e a dinâmica das LI. Esse experimento gerou vários trabalhos teóricos e observacionais, como Houze e Rapparport (1984), Fernandes (1980, 1982), Betts et al. (1976), Gamache e Houze (1982) e outros.

O Experimento GATE, realizado no oeste da África e leste do Atlântico tropical em 1974, tinha como principal objetivo melhorar a compreensão da convecção tropical e seu papel na circulação geral da atmosfera, além de testar e desenvolver modelos conceituais para a parametrização dos transportes convectivos em modelos numéricos (Houze, 1977; Betts, 1978).

A realização do Experimento COPT81, no período de maio a junho de 1981 na Costa do Marfim, possibilitou o estudo da convecção profunda no oeste da África, cujos resultados foram amplamente discutidos por Chong et al. (1987).

Drosdowsky e Holland (1987), utilizando os dados do Experimento AMEX realizado em outubro de 1986 e de janeiro a fevereiro de 1987, estudaram a convecção no norte da Austrália.

O Experimento GTE-ABLE IIB foi organizado pela NASA (National Air

and Space Administration) e pelo INPE (Instituto de Pesquisas Espaciais), no

período de 13 de abril a 13 de maio de 1987 na Região Amazônica. A realização do GTE-ABLE IIB possibilitou a aquisição de um grande conjunto de dados para o estudo da convecção nesta região. O interesse deste Experimento foi, principalmente, estudar as linhas de nuvens Cumulonimbus

(Cb) que se formam ao longo da costa norte/nordeste do Brasil, devido ao efeito da brisa marítima, e se propagam para o interior do continente como uma LI (Greco et al. (1990), Silva Dias e Ferreira (1992), Cohen et al. (1995). Na segunda versão deste Experimento, foi incluído o Polígono de Grande Escala (PGE) composto por estações localizadas em Manaus, Vilhena, Alta Floresta, Boa Vista, Tabatinga e Belém. Nestas estações foram lançadas quatro radiossondas por dia (às 00, 06, 12 e 18UTC) para a obtenção dos perfis verticais de vento, temperatura e umidade relativa, além de informações de superfície.

O Experimento ECPC foi realizado no período de 08 a 22 de abril de 2002, na região leste do Estado do Pará. O objetivo deste Experimento foi observar os diversos sistemas atmosféricos produtores de chuva que atuaram na região. Por se tratar do Experimento do qual os dados observacionais foram utilizados nesta pesquisa, ele será amplamente discutido na seção 3.1.1, no item Material e Métodos.

2.2. Definição de uma Linha de Instabilidade Tropical

De acordo com Orlanski (1975) as LI são sistemas de escala meso-α, porque têm escala espacial variando entre 200 e 2000km e a escala temporal entre uma hora e um dia. As LI são sistemas organizados de mesoescala cujo entendimento requer o conhecimento de processos desde a microescala até a escala sinótica.

Segundo Houze (1977), os elementos convectivos se formam em conseqüência dos fluxos ascendentes de ar, da camada limite (níveis baixos) até a alta troposfera. Movimentos descendentes carregam ar mais seco dos níveis médios (700-500hPa) para a camada limite, sendo que parte deste fluxo se espalha para a dianteira do sistema, formando a frente de rajada. O restante do fluxo descendente é distribuído na retaguarda do sistema. A FIGURA 1 mostra, esquematicamente, a secção transversal de um sistema de LI tropical.

A região estratiforme, em contraste com a linha convectiva, apresenta uma precipitação quase uniforme. As partículas precipitantes, nas porções mais elevadas desta região, são basicamente cristais de gelo que podem

derreter e, eventualmente, evaporar ao passarem pelo ar seco da retaguarda da linha convectiva. Movimentos descendentes estão localizados abaixo da base da nebulosidade estratiforme, enquanto que os movimentos ascendentes ocorrem na própria nuvem estratiforme, como mostra a FIGURA 1.

FIGURA 1 – Esquema de uma Linha de Instabilidade. As linhas/flechas tracejadas indicam movimentos ascendentes do ar, enquanto que as linhas/flechas sólidas indicam os movimentos descendentes. Regiões mais escuras indicam fortes ecos de radar. Adaptado de Houze (1977).

Tendo em vista a importância das LI para a região tropical, um importante trabalho foi realizado por Garstang et al. (1994), que elaboraram um modelo conceitual de LI especificamente para a Amazônia, conforme mostra a FIGURA 2. Esta FIGURA mostra que a estrutura das LI tropicais é similar àquela encontrada por Houze (1977), discutida anteriormente.

FIGURA 2 – Modelo conceitual do escoamento de uma LI, em estágio maduro, na Amazônia. Adaptado de Garstang et al. (1994).

Observando as componentes deste modelo conceitual juntamente com a precipitação, Garstang et al (1994) definiram três regiões distintas, que são:

9 região pré-tempestade, adiante da frente de instabilidade, com nuvens

Cumulonimbus em desenvolvimento;

9 uma borda, na frente, que dispara a convecção profunda;

9 camadas precipitantes e esparsas de níveis médios e a presença da região estratiforme.

2.3. Classificação das LI Tropicais

Nesta seção, serão mostradas algumas classificações para LI tropicais. Não há consenso na nomenclatura deste tipo de sistema. Um dos principais motivos está relacionado ao fato dos pesquisadores utilizarem diferentes critérios para definir uma LI.

Drosdowsky e Holland (1987), fizeram uma classificação para as LI que se formaram ao norte da Austrália, baseados no critério de intensidade da atividade convectiva e no formato da nebulosidade. Assim, os autores propuseram a divisão das LI em três tipos:

9 tipo 1 – linhas de nuvens longas e finas, em forma linear ou de arco, geralmente constituídas por nuvens Cumulus que podem causar precipitação;

9 tipo 2 – linhas de nuvens com áreas extensas, constituídas por nuvens estratiformes e convectivas;

9 tipo 3 – sistemas convectivos profundos.

Cohen (1989) classificou as LI, que ocorrem nas costas norte e nordeste do Brasil, conforme a sua penetração no continente. Para esta autora, as LI podem ser denominadas como:

9 Linhas de

I

nstabilidade

C

osteira (

LIC

): são aquelas cuja propagação horizontal, para o interior do continente, alcança até 170km. Um exemplo deste tipo de LI pode ser visto na FIGURA 3, abaixo.

FIGURA 3 – Imagem do satélite geoestacionário GOES-8, realçada no canal infravermelho, que ilustra uma

L

inha de

I

nstabilidade

C

osteira (

LIC

) ocorrida em abril de 2002. Fonte: MASTER/IAG/USP.

9

L

inhas de

I

nstabilidade com

P

ropagação do Tipo

1

(

LIP1

): apresentam deslocamento horizontal entre 170 e 400km para dentro do continente. A FIGURA 4 mostra uma LIP1 ocorrida no mês de abril de 2002.

FIGURA 4 – Imagem do satélite geoestacionário GOES-8, realçada no canal infravermelho, que ilustra uma

L

inha de

I

nstabilidade com

P

ropagação do Tipo

1

(

LIP1

) ocorrida em abril de 2002. Fonte: MASTER/IAG/USP.

9

L

inhas de

I

nstabilidade com

P

ropagação do Tipo

2

(

LIP2

): apresentam deslocamento horizontal, continente adentro, superior a 400km. Um exemplo deste tipo de LI pode ser observado na FIGURA 5.

FIGURA 5 – Imagem do satélite geoestacionário GOES-8, realçada no canal infravermelho, que ilustra uma

L

inha de

I

nstabilidade com

P

ropagação do Tipo

2

(

LIP2

) ocorrida em abril de 2002. Fonte: MASTER/IAG/USP.

Neste trabalho será adotada a nomenclatura proposta por Cohen (1989), por se tratar da mesma região de ocorrência das LI estudadas neste trabalho.

Greco et al. (1990) estabeleceram categorias para as LI tropicais que produziram precipitação na região de Manaus, durante o Experimento GTE-ABLE IIB. Esta classificação foi feita considerando o tamanho, velocidade de propagação e local de formação da LI. Para isto, utilizaram uma rede de

estações de mesoescala e imagens de satélite com freqüência horária. Assim, encontraram três tipos de sistemas convectivos:

9 “Coast Occurring Systems” (COS): correspondem aos sistemas de mesoescala que podem atingir a escala sinótica e se formam ao longo da costa Atlântica durante à tarde, propagando-se para o interior da Bacia Amazônica, com velocidade entre 50 e 60km/h;

9 “Basin Occurring Systems” (BOS): formam-se no leste e norte de Manaus, deslocam-se com velocidade de 10 a 40km/h e apresentam dimensão entre 1000 a 100000km2;

9 “Locally Occurring Systems” (LOS): são sistemas atmosféricos inferiores a 1000km2, os quais se formam nas proximidades da região e apresentam ciclo de vida de 1 hora.

Os autores avaliaram detalhadamente a contribuição da precipitação associada a cada um desses sistemas convectivos. O resultado obtido mostrou que os COS foram responsáveis por cerca de 41% da precipitação produzida durante todo o experimento.

Garstang et al. (1994) estudaram a estrutura e a cinemática das LI de mesoescala até a escala sinótica na Bacia Amazônica. As linhas estudadas foram denominadas de Linhas de Instabilidade Costeira na Amazônia (“Amazon Coastal Squall Lines” - ACSL), que eventualmente se propagam continente adentro, alcançando Manaus até a encosta dos Andes, após 48 horas de sua formação, aproximadamente. Estas observações ocorreram durante o Experimento GTE-ABLE IIB, onde foram detectados 12 casos de ACSL.

Kousky (1980) classificou as LI de acordo com a sua propagação, ou não, continente adentro a partir da costa da Amazônia. O autor encontrou que quando o escoamento em 850hPa é perpendicular à costa, a LI propaga-se em direção ao interior do continente. Caso contrário, ou seja, quando o escoamento em 850hPa é paralelo à costa, a LI não se propaga.

2.4. Formação das LI Tropicais

O forte aquecimento diurno desempenha papel de destaque na formação das LI tropicais. Assim, durante a estação de verão, o dia amanhece calmo e o céu é azul. Porém, à medida que a intensa radiação solar incide sobre a região tropical, inicia o processo de formação de nuvens Cumulus, atingindo expressivo número à tarde, quando a convecção é máxima. Freqüentemente pode haver a formação de nuvens Cumulonimbus (Cb) alinhadas, desenvolvendo-se rapidamente, provocando pancadas fortes e localizadas de chuva, associadas a descargas elétricas.

De acordo com a literatura, a formação das LI tropicais sofre influência das brisas marítimas. Este fenômeno resulta do aquecimento/resfriamento diferencial que se estabelece entre o continente e o oceano. Esse gradiente horizontal de temperatura desencadeia uma circulação direta da seguinte forma: o ar quente continental tende a se deslocar, em altos níveis, em direção ao mar, enquanto que o ar frio marítimo tende a se deslocar, em baixos níveis, em direção ao continente. Além disso, outra característica refere-se ao vento, que sopra cruzando a linha da costa conforme ilustra a FIGURA 6.

FIGURA 6 – Ilustração da circulação de brisa marítima durante o dia.

Sob o ponto de vista observacional, Kousky (1980) foi o pioneiro a estudar as LI na Bacia Amazônica. Em seus estudos, sugeriu que a convecção, associada à brisa marítima na costa Atlântica que penetra continente adentro, fosse a responsável pela formação de LI.

Cavalcanti (1982), utilizando uma série de seis anos de imagens de satélite (1975 a 1980), discutiu a formação de LI ao longo da costa

norte/nordeste do Brasil pelo efeito da brisa marítima. Este efeito tem importante atuação nas regiões tropicais, porque ameniza as altas temperaturas diurnas e transporta umidade para o continente. A organização de nuvens Cumulonimbus (Cb) durante a sua entrada no continente, contribui para a energética de grande escala devido à liberação de calor latente em altos níveis e ao transporte da quantidade de movimento que ocasionam (Betts, 1973).

Oliveira (1986) pesquisou a interação entre os sistemas frontais que se propagam na região subtropical e tropical da América do Sul e a convecção tropical sobre a Amazônia. O autor mostrou que a presença de sistemas frontais na vizinhança das LI favorece o desenvolvimento destas últimas.

Na Amazônia, as LI se formam no final da tarde ao longo da costa e se propagam para dentro do continente, com uma velocidade média de aproximadamente 13 m/s (Molion, 1987). Segundo Molion, o resfriamento radiativo durante a noite provoca a dissipação das nuvens, podendo haver a formação de novas nuvens no dia seguinte, quando ocorre o aquecimento na superfície novamente. Ainda, segundo este autor, a região de precipitação anual mínima, localizada a 170km da costa Atlântica, é provocada pelo fato das LI passarem por esta região durante a noite, quando a atividade convectiva é reduzida. Entretanto, Cohen et al. (1995) observaram que o aquecimento radiativo pode não ser o único mecanismo responsável pela manutenção das LI na Amazônia, pois em alguns casos a dissipação ocorreu em horários diurnos, de forte aquecimento. Além disso, em outros casos, uma das extremidades da LI se regenerou no período noturno, durante sua passagem pela região noroeste do Estado do Pará e oeste do Estado do Amapá. Essas regiões são caracterizadas por altitudes entre 200 e 500 metros, o que sugere ser a orografia outro fator que exerce influência sobre a atividade das LI na Amazônia.

O modelo de mesoescala MM4, versão 4, foi aplicado por Hahmann (1992) ao estudo de LI sobre a Bacia Amazônica. Estas LI foram identificadas no centro na Bacia Amazônica apresentando, no primeiro dia de integração, deslocamento lento para leste, permanecendo estacionárias no segundo dia. Não houve discussão se a LI se formou na costa Atlântica no dia anterior, associada à circulação de brisa marítima, ou se a mesma se formou na bacia.

Os resultados das simulações foram compatíveis com os dados observados. A velocidade, organização e localização das LI sugeriram que elas seriam conseqüência de um distúrbio de onda de gravidade (que são ondas transversais, em que a oscilação é perpendicular à direção de propagação) propagando-se na horizontal. Este resultado foi obtido no período da tarde, devido ao aquecimento na superfície sobre uma região de altitude relativamente elevada, na Bacia Amazônica.

A descrição de Gartang et al. (1994) sobre a formação de LI na região costeira de Manaus apresenta as seguintes fases:

Gênese Costeira: as primeiras nuvens Cumulonimbus se formam na zona de convergência da brisa, durante à tarde. O número de células e seus tamanhos aumentam com o tempo e começam a se agrupar. Neste estágio de formação, os padrões de precipitação em mesoescala sugerem que as Cb se alinham numa direção perpendicular ao vento nos níveis baixos.

Intensificação: no final da tarde e no início da noite, as nuvens continuam se juntando para formar grandes aglomerados, geralmente orientados no sentido NW-SE, em um padrão quase linear e paralelo à costa, com as alturas dos topos das nuvens podendo atingir de 13 a 17 km de altura.

Estágio Maduro: apresenta tamanho máximo de quase 3000 km de comprimento. Neste estágio, apresentam linhas altamente descontínuas ou em forma de arco de células, com 30 a 40% da linha formada por nuvens Cb ativas. Por fim, uma nova linha se forma ao longo da costa.

Enfraquecimento: a linha diminui de tamanho e suas células perdem intensidade, com diminuição na velocidade de propagação.

Regeneração: durante o máximo de aquecimento diurno, na região mais ao interior do continente, as linhas se intensificam novamente.

Dissipação: as células vão se espalhando e deixa de existir a estrutura de mesoescala.

2.5. Teorias de Propagação das LI Tropicais

De modo geral, as teorias que tratam da propagação das LI tropicais são classificadas de acordo com os três principais mecanismos causadores de seu movimento, que são:

Translação: processo pelo qual uma LI tropical é carregada pelo vento médio da camada, entre a superfície até os níveis altos da atmosfera, durante seu ciclo de vida.

Propagação Forçada: refere-se à regeneração da LI tropical por uma forçante externa (exemplo: a circulação de brisas).

Autopropagação: processo em que a LI tropical se regenera ou gera elementos novos similares.

As LI tropicais se propagam em relação ao vento em todos os níveis na vertical. O escoamento de entrada ocorre pela frente do sistema e o escoamento de saída por trás, em todos os níveis (Moncrieff e Miller, 1976). Cohen (1989) estudou a dinâmica das LI na Amazônia identificando, a partir das condições ambientais, os mecanismos que determinaram os deslocamentos observados, conforme mostrado na seção 2.3. A velocidade média de propagação das LIP1 e LIP2 foi de 12 e 16m/s, respectivamente.

3. MATERIAL E MÉTODOS

O conjunto de dados utilizado neste trabalho para a análise de Linhas de Instabilidade Costeira (LIC) envolveu informações meteorológicas obtidas durante a realização de um experimento de campo, ocorrido no litoral do Estado do Pará, no período de 08 a 22 de abril de 2002, imagens de satélite e campos provenientes de modelos de resolução numérica. Neste item cada uma destas informações será apresentada detalhadamente.

3.1. Projetos DESMATA e MilênioLBA

Os Projetos DESMATA (Impacto do Desmatamento junto ao Litoral Atlântico da Amazônia, Cohen, 2001) e MilênioLBA estavam associados aos objetivos do Projeto LBA (Experimento de Grande Escala da Biosfera-Atmosfera na Amazônia) no que se refere à física do clima.

Os Projetos DESMATA e MilênioLBA foram liderados pela Universidade Federal do Pará (UFPa), com a colaboração de pesquisadores do Departamento de Ciências Atmosféricas (DCA), da Universidade de São Paulo (USP), do Departamento de Engenharia Agrícola, da Universidade Federal de Viçosa (UFV), do Centro de Previsão de Tempo e Estudos Climáticos (CPTEC)/Instituto Nacional de Pesquisas Espaciais (INPE) e da Universidade de Edimburgo, do Reino Unido.

O Projeto DESMATA teve início em agosto de 2000 e foi implementado com o apoio financeiro do PPG7 – Programa Piloto para a Proteção das Florestas Tropicais do Brasil. As pesquisas iniciadas durante o projeto DESMATA tiveram continuidade no Projeto MilênioLBA. Estes Projetos tiveram, como objetivo geral, estudar a relação entre os ecossistemas de manguezal, floresta e campo, situados nas proximidades do litoral Atlântico paraense. A FIGURA 7 apresenta a localização geográfica destes ecossistemas e a TABELA 2 mostra as respectivas coordenadas geográficas.

FIGURA 7 - Localização geográfica dos ecossistemas: manguezal (no Município de Bragança), floresta (no Município de Caxiuanã) e campo (no Município de Soure).

TABELA 2 – Coordenadas geográficas dos municípios que representam os ecossistemas: manguezal (Bragança), floresta (Caxiuanã) e campo (Soure).

Neste trabalho foram utilizados os dados coletados nos ecossistemas de manguezal (localizado em Bragança) e de campo (localizado em Soure). Entretanto, o que será descrito a seguir também se aplica ao ecossistema de floresta (Caxiuanã) cujos dados não foram utilizados porque as LIC focalizadas neste trabalho não atingiram aquela localidade. Além disto, não houve

Coordenadas Geográficas

Latitude longitude Bragança 00° 50’ 31’’ S 46° 38’ 56’’ W Caxiuanã 01° 42’ 30’’ S 51° 31’ 45’’ W Soure 00° 43’ 25’’ S 48° 30’ 29’’ W

lançamentos de radiossondagens no ecossistema de campo (Soure), durante o Experimento de Campo do Período Chuvoso.

3.1.1. Experimento de Campo do Período Chuvoso (ECPC)

A escolha do período para a realização do Experimento de Campo do Período Chuvoso (08 a 22 de abril de 2002) se deu em virtude de estudos climatológicos mostrarem que o mês de abril apresenta altos índices pluviométricos devido à migração da ZCIT (Zona de Convergência Intertropical) para próximo da América do Sul (Hastenrath e Lamb, 1977; Uvo e Nobre, 1989). Mais tarde, Cohen (1989) verificou que no período de 1979-1986, as LI (incluindo as LIC, LIP1 e LIP2) podem ser observadas durante o ano inteiro, como mostra a FIGURA 8. Nesta FIGURA pode-se observar que as LIC ocorrem com maior freqüência nos meses de abril a agosto. Tendo em vista estes resultados, os pesquisadores envolvidos no Experimento ECPC decidiram realizá-lo no mês de abril.

0 5 10 15 20 25 30 N º d e c aso s J F M A M J J A S O N D Mês Distribuição do Nº de casos

LIC LIP1 LIP2

FIGURA 8 – Distribuição do número de casos de LI (LIC, LIP1 e LIP2) no período de 1979 a 1986. Adaptada de Cohen (1989).

3.1.2. Áreas Experimentais

ƒ Ecossistema de Manguezal

O Município de Bragança está situado a nordeste do Estado do Pará, na micro-região bragantina, com uma área de 3.258km2. Esta região é constituída por manguezais, que são sistemas costeiros de transição entre os ambientes terrestre e marítimo, característicos de regiões tropicais. A FIGURA 9 indica a posição de algumas localidades, incluindo a Praia de Ajuruteua (localizada no Município de Bragança), onde foram realizadas as radiossondagens utilizadas neste trabalho, conforme será mostrado adiante.

FIGURA 9 – Localização da Praia de Ajuruteua, local no município de Bragança.

As espécies vegetais que compõem os bosques de mangue possuem características diferentes dos demais ecossistemas, conforme mostra a FIGURA 10.

FIGURA 10 – Características físicas do ambiente dos manguezais, onde está localizada a base de coleta de dados de Bragança. Fonte: Projeto DESMATA.

ƒ Ecossistema de Campo

O Município de Soure, capital da Ilha do Marajó, apresenta uma área de 48.000km2, caracterizado por dois ecossistemas bem definidos. O primeiro é representado por uma cobertura vegetal constituída de campos naturais que atingem 1/3 da área da Ilha, na sua parte oriental. O segundo representa 2/3 da Ilha e é caracterizado por uma cobertura vegetal de floresta, no lado ocidental. A FIGURA 11 mostra com detalhes os campos que caracterizam o local onde foram coletados os dados meteorológicos de superfície, durante a realização do ECPC.

FIGURA 11 - Características físicas do ambiente dos campos, onde está localizada a base de coleta de dados de Soure. Fonte: Projeto DESMATA.

3.1.3. Coleta de Dados Contínua: dados de superfície

Esta coleta de dados consistiu em medições contínuas das variáveis meteorológicas por meio de uma estação automática. No ecossistema manguezal, a estação automática está localizada em uma torre de 54 metros de altura (FIGURA 12), enquanto que no ecossistema campo, ela está localizada no solo (FIGURA 13).

(a) (b)

(c) (d)

FIGURA 12 – (a) Torre onde está localizada a estação meteorológica automática no Município de Bragança. (b) Instrumento que mede a Precipitação Pluviométrica. (c) Painel Solar que alimenta as baterias. (d) Anemômetro Sônico. Fonte: Projeto DESMATA.

FIGURA 13 – Estação automática de superfície localizada no Município de Soure. Fonte: Projeto DESMATA.

Os sensores das estações automáticas medem os seguintes parâmetros atmosféricos:

9 velocidade e direção do vento; 9 temperatura do ar;

9 umidade relativa do ar;

9 temperatura do solo em 3 níveis (5, 20 e 50 cm); 9 umidade do solo;

9 radiação global;

9 precipitação pluviométrica; 9 pressão atmosférica;

9 nível de água no manguezal (somente em Bragança).

Dentre as variáveis citadas acima, neste trabalho foram utilizadas: direção e velocidade do vento, precipitação pluviométrica, temperatura, umidade relativa do ar e pressão atmosférica.

As informações meteorológicas, obtidas nas estações meteorológicas automáticas, foram coletadas a cada 10 minutos durante a realização do ECPC. Isto é importante acrescentar porque, normalmente, estes dados são coletados a cada meia hora. O aumento da freqüência de aquisição dos dados teve como objetivo obter respostas mais precisas da influência em superfície quando da ocorrência de um sistema atmosférico na região, tanto de manguezal quanto de campo. A partir destes dados e para as variáveis utilizadas neste trabalho, foram calculados os valores médios horários, com exceção da Precipitação Pluviométrica, pois neste caso foi calculado o acumulado da hora. De posse dos resultados, foram confeccionados gráficos no Programa GrADS (Grid Analisys Display System) mostrando a distribuição temporal das variáveis.

Os dados de superfície descritos acima foram utilizados para verificar as variações nas condições meteorológicas em superfície quando da ocorrência de quatro LIC na região, conforme será visto no item 4.1.

3.1.4. Coleta de Dados Intensiva: dados de altitude

Esta coleta consistiu na realização de lançamentos de radiossondas nos horários sinóticos das 00, 06, 12 e 18UTC, na Praia de Ajuruteua, representativo do ecossistema manguezal. Não houve lançamento de radiossondagens no ecossistema campo (Soure), como dito anteriormente. Os dados das radiossondagens foram utilizados para avaliar o perfil termodinâmico de uma LIC, selecionada dentre as LIC que ocorreram durante o ECPC.

A partir dos dados de radiossondagens foram obtidos os diagramas Skew T - Log P, os índices de instabilidade e os perfis verticais de temperatura e velocidade.

3.1.4.1. Descrição do Equipamento de Radiossonda

As radiossondas são instrumentos que realizam medidas das propriedades do ar em altitude e são lançadas acopladas a balões meteorológicos. Este instrumento fornece medidas das seguintes propriedades: pressão atmosférica, temperatura e umidade relativa do ar. Essas medições são transmitidas para equipamentos localizados na superfície que processam e armazenam os dados obtidos.

Durante o ECPC, as medidas de ar superior foram coletadas utilizando o sistema de radiossondagem Vaisäla, com a radiossonda RS80, conforme ilustra a FIGURA 14.

FIGURA 14 – Modelo de Radiossonda RS80 da Vaisäla.

As freqüências das transmissões deste modelo situaram-se na faixa de 402-403MHz. O modelo de radiossonda RS80 é constituído de:

9 Capacitor BAROCAP: consiste em uma cápsula barométrica para medir a pressão atmosférica.

9 Termistor THERMOCAP: consiste em um termistor para medir a temperatura do ar.

9 Capacitor HUMICAP: consiste em um capacitor eletrônico para medir a umidade relativa.

Os sinais com taxa de amostragem de 0,5 Hz foram emitidos e compactados com média temporal de 5 segundos, sendo a velocidade média de ascensão do balão igual 4,5 m/s. As informações relativas ao vento (direção e velocidade) foram obtidas através do sistema OMEGA de localização, transmitindo informações a cada 5 segundos. Em geral, as radiossondas atingiram 23 km de altura, aproximadamente.

Para calibrar a radiossonda foram utilizados dados medidos na superfície pelos seguintes instrumentos:

9 Psicrômetro: para a temperatura e umidade relativa do ar. 9 Barômetro: para a pressão atmosférica.

O sistema Vaisäla, quando acoplado a um computador, armazena as informações no final de cada radiossondagem. A FIGURA 15 mostra, de forma simplificada, a esquematização gráfica do sistema de transmissão e recepção deste sistema.

FIGURA 15 – Representação gráfica do esquema de transmissão e recepção da radiossonda RS80 do fabricante Vaisäla.

As especificações técnicas do fabricante das radiossondas RS80 da Vaisäla são:

9 Temperatura: resolução de 0,1°C. 9 Umidade Relativa: resolução de 1%.

9 Pressão Atmosférica: resolução de 0,1hPa.

9 Vento: a velocidade apresenta uma resolução de 0,5m/s e a direção uma resolução de 1°.

A FIGURA 16 fornece, com detalhes, o local de lançamento e a estação de recepção das informações meteorológicas de altitude, obtidas na Praia de Ajuruteua, durante o período de realização do Experimento ECPC.

(a) (b)

(c) (d)

FIGURA 16 – (a) Praia de Ajuruteua, base de lançamento das radiossondas; (b) Antena receptora GPS; (c) DIGICORA; (d) Balão meteorológico. Fonte: Projeto DESMATA.

3.1.4.2. Diagramas Skew T - Log P

Com o objetivo de avaliar a estrutura termodinâmica da atmosfera, foram confeccionados diagramas termodinâmicos Skew T - Log P utilizando o programa desenvolvido por Bob Hart (http://www.ems.psu.edu/~hart/skew.html, Universidade do Estado da Pensilvânia/EUA), que é executado no Pacote de Visualização Gráfica GrADS, na plataforma LINUX. Além de todos os dispositivos de plotagem padrão do Skew T- Log P, este programa apresenta os seguintes recursos:

9 localização do NCL (Nível de Condensação por Levantamento); 9 trajetória da parcela;

9 cálculo de vários índices de instabilidade e total de água precipitável; 9 perfil do vento;

9 hodógrafo e escala hodográfica.

A FIGURA 17 mostra um exemplo de esquematização gráfica de um diagrama Skew T- Log P, com a identificação das várias informações dispostas sobre o mesmo.

FIGURA 17 – Ilustração do Diagrama Termodinâmico Skew T- Log P.

As informações de temperatura do ar, da temperatura do ponto de orvalho, da velocidade e direção do vento são obtidas diretamente das radiossondagens. A partir destas, outras variáveis meteorológicas podem ser obtidas, como será mostrado nas próximas seções.

3.1.4.3. Índices de Instabilidade

Para avaliar a capacidade potencial da atmosfera para o desenvolvimento de tempestades, foram avaliados a partir das radiossondagens os seguintes Índices de Instabilidade: CAPE, CINE, K, Showalter e Total-Totals. Os valores limites destes índices, utilizados neste trabalho, são aqueles estabelecidos para regiões de latitudes médias do Hemisfério Norte, porque não foram encontradas publicações com valores adaptados para as regiões tropicais. Uma vez que desenvolver uma metodologia capaz de quantificar estes índices para as regiões de latitudes baixas não era objetivo deste trabalho e, ao mesmo tempo, como os estudos realizados para estas regiões utilizam os valores existentes na literatura, optou-se por continuar as análioptou-ses, tendo em mente que os resultados poderiam não ser muito coerentes com a estrutura de uma LIC.

3.1.4.3.1. Índice CAPE

O valor de CAPE, também conhecido como energia de flutuabilidade, corresponde à área entre a curva de temperatura do ambiente (dada pela sondagem) e a curva da adiabática saturada, do Nível de Convecção Espontânea (NCE) até o Nível de Equilíbrio (NE), conforme ilustra a FIGURA 18. O NCE é o nível em que a temperatura da parcela torna-se maior que a do ambiente, o que induz movimentos ascendentes espontâneos da parcela. O NE é o nível, perto do topo da troposfera, em que a parcela tem a mesma temperatura que a do ambiente e, portanto, não continua em seu movimento ascendente (representa o nível do topo das nuvens).

Quanto maior o CAPE, maior é a diferença entre a taxa de variação vertical de temperatura do ambiente e da parcela, o que implica em um movimento de ascensão da parcela devido à sua flutuabilidade. O valor do CAPE é utilizado na verificação das condições de instabilidade da atmosfera provocada por processos convectivos.

FIGURA 18 – Representação gráfica da área positiva (CAPE) de uma sondagem no Diagrama Skew T- Log P.

O valor do CAPE pode ser calculado a partir da equação:

∫

== ∆ = z NE NCE z es e _dZ g CAPE θ θ (1) onde:

NE = nível de equilíbrio (térmico) [m]; NCE = nível de convecção espontânea [m];

=

g aceleração da gravidade [m/s2]; =

∆θ_e diferença entre a temperatura potencial equivalente da parcela em superfície e a temperatura potencial equivalente saturada do ambiente, em cada nível [ºC], dado pela equação:

es ep e θ θ θ = − ∆ = ep

θ temperatura potencial equivalente da parcela em superfície [ºC], =

es

θ temperatura potencial equivalente saturada do ambiente, dada pela sondagem [ºC].

A TABELA 3 apresenta os valores limites de CAPE, indicando o potencial para o desenvolvimento de tempestades.

TABELA 3 – Valores críticos de CAPE. (http://twister.sbs.ohio-state.edu).

Valores de CAPE [J/kg] Interpretação

0 Estável 0 – 1000 Pouco Instável 1000 – 2500 Moderadamente Instável 2500 – 3500 Muito Instável > 3500 Extremamente Instável 3.1.4.3.2. Índice CINE

O índice CINE é utilizado para estimar a capacidade da atmosfera em inibir o desenvolvimento de tempestades por processos convectivos podendo, então, ser considerado como uma medida de quão desfavoráveis estão as condições atmosféricas para o desenvolvimento de tempestades. O CINE representa a quantidade de energia necessária para levantar uma parcela, por meio de algum mecanismo, para iniciar o desenvolvimento de tempestades. Em um diagrama termodinâmico, o valor de CINE corresponde à área hachurada, como mostra a FIGURA 19.

FIGURA 19 – Representação gráfica da área negativa (CINE) de uma sondagem no Diagrama Termodinâmico Skew T- Log P.

O CINE pode ser calculado pela equação:

∫

== _     − = z NCE z Va Va Vp dZ T T T g CINE 0 (2) onde: = g aceleração da gravidade [m/s2_]; = Vp

T temperatura virtual da parcela [ºC]; =

Va

T temperatura virtual do ambiente [ºC]; NCE = nível de convecção espontânea [m].

A TABELA 4 apresenta os valores limites de CINE.

TABELA 4 – Valores críticos de CINE. (http://twister.sbs.ohio-state.edu).

Valores de CINE [J/kg] Interpretação

< 15 Nuvens Cumulus

15 – 50 Possibilidade de tempestades fortes

50 – 150 Fortes tempestades

>200 Sem desenvolvimento de tempestades

Em condições favoráveis para o desenvolvimento de tempestades, o CINE não deve ser nem muito pequeno nem muito grande. Valores entre 50 e 150 J/kg são ideais. Se os valores do CINE forem muito elevados (> 200 J/kg), a energia requerida para elevar a parcela pode não ser atingida e nenhum desenvolvimento de tempestades pode ocorrer.

3.1.4.3.3. Índice K

Este é mais um índice utilizado para investigar a possibilidade de formação de tempestades na atmosfera. Apresenta considerações sobre os parâmetros abaixo, de acordo com a metodologia de Whiting:

9 variação vertical da temperatura;

9 conteúdo de umidade da camada mais baixa; 9 extensão vertical da camada úmida;

9 convergência e divergência de massa; 9 vorticidade relativa.

No método de Whiting, a vorticidade relativa foi desprezada pela sua complexidade e porque este autor considerou a convergência suficiente para os propósitos analisados. Assim, Whiting utilizou os três primeiros parâmetros como índice de modificação do potencial de tempestades, através da seguinte equação:

(

T850 T500

)

Td850

(

T700 Td700

)

K = − + − − (3)

Onde:

(

T₈₅₀ −T₅₀₀

)

= é a variação vertical da temperatura (T), obtida pela diferença de temperaturas entre os níveis 850 e 500hPa;

=

850 d

T é a temperatura do ponto de orvalho (Td) em 850hPa;

(

T₇₀₀ −T_d700

)

= é a depressão de temperatura em 700hPa.

A TABELA 5 apresenta os valores críticos para o Índice K.

TABELA 5 – Valores críticos do Índice K. (http://twister.sbs.ohio-state.edu).

Índice K [ºC] Interpretação

20 – 25 Formação de Cb isolados

25 – 30 Formação de Cb muito esparsos

30 – 35 Formação de Cb esparsos

> 35 Formação de Cb numerosos

3.1.4.3.4. Índice Showalter

O Índice Showalter é dado pela diferença entre a temperatura do ambiente em 500hPa (T500) e a temperatura que uma parcela teria se fosse elevada, por uma adiabática seca, do nível 850 hPa até o NCL e então trazida pela adiabática saturada até o nível de 500hPa (T500p).

Este índice é calculado pela equação:

(

T T p

)

SHOW = ₅₀₀ − ₅₀₀ (4)

O índice Showalter é mais um importante índice para a avaliação das condições de instabilidade atmosférica, pois também denota a capacidade potencial para o desenvolvimento de tempestades. A TABELA 6 apresenta os valores críticos para este índice.

TABELA 6 – Valores críticos para o Índice Showalter. ( http://twister.sbs.ohio-state.edu/).

Índice Showalter [ºC] Interpretação

> 4 Tempo estável

+3 a +1 Possibilidade de tempestade +1 a -2 Grande possibilidade de tempestade

-2 a -3 Muita instabilidade / tempestade com trovoada

< -5 Extremamente instável

3.1.4.3.5. Índice Total-Totals

Este índice de instabilidade também pode ser utilizado para determinar a possibilidade de ocorrência de tempestades em uma determinada região, utilizando os dados obtidos de radiossondagens. É obtido pela equação:

(

T850 T500

) (

T 850 T500

)

TOTL= − + _d − (5)

Onde: =

850

T temperatura do ar no nível de 850hPa [ºC]; =

500

T temperatura do ar no nível de 500hPa [ºC]; =

850 d

T temperatura do ponto de orvalho no nível de 850hPa [ºC].

TABLELA 7 – Valores críticos do Índice Total-Totals. ( http://twister.sbs.ohio-state.edu/).

Índice Total-Totals [ºC] Interpretação

< 43 Tempo estável

≥44 Tempestades esparsas

≥50 Tempestades esparsas e severas

≥ 56 Tempestades numerosas severas

Os valores críticos de todos os índices de instabilidade descritos acima serão comparados com os valores calculados, com os dados das radiossondagens, para avaliar o potencial atmosférico para o desenvolvimento de atividade convectiva na região, associada à ocorrência da LIC.

3.1.4.4. Perfis Termodinâmicos e Cinemáticos

Estes perfis verticais foram obtidos com o programa desenvolvido por Marcos Longo (DCA/IAG/USP) que interpola os dados das radiossondagens em níveis regulares de pressão (ou de altura) em linguagem FORTRAN. Neste trabalho, a interpolação foi feita de 5 em 5 hPa, para cada sondagem. Este programa cria arquivos binários, “.ctl” para cada radiossondagem (contém as informações disponíveis no arquivo de saída) e um “.ctl template” (binário, contém os campos gerados pelo programa), que podem ser visualizados no Programa GrADS, em plataforma LINUX.

O arquivo de saída deste programa possui os campos das seguintes variáveis meteorológicas:

9 geopotencial; 9 temperatura do ar;

9 temperatura do ponto de orvalho; 9 umidade relativa;

9 componente zonal do vento; 9 componente meridional do vento; 9 temperatura potencial;