Caracterização hidrodinâmica e elétrica de sistemas convectivos de mesoescala por Cesar Augustus Assis Beneti - Versão HTML

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desses eventos severos a medida que se deslocam ao longo de uma área com um sistema

de monitoramento hidrometeorológico, composto de radar meteorológico, rede de detecç˜

ao

de relâmpagos, e rede de estaç˜

oes hidrometeorológicas automáticas com uma das maiores

densidades de observaç˜

ao do pa´ıs, a qual será utilizada neste estudo, conforme descrita no

Cap´ıtulo 2.

O Estado do Paraná possui dois regimes climáticos distintos, segundo a classificaç˜

ao

climática de Köppen: clima subtropical (Cfa), nas partes norte, oeste, sudoeste e litoral,

com temperaturas médias no mês mais frio inferior a 18◦C , e ver˜

ao quente, com tempe-

ratura média no mês mais quente acima de de 22◦C , geadas pouco frequentes e estaç˜

ao

chuvosa no trimestre Dezembro - Janeiro - Fevereiro (DFJ); e clima temperado (Cfb), na

parte sul e central do estado, com temperaturas médias no mês mais frio abaixo de 18◦C ,

com ver˜

ao mais ameno, com temperatura média no mês mais quente abaixo de 22◦C e uma

estaç˜

ao seca e fria no trimestre Junho - Julho - Agosto (JJA) (Maack, 1981).

Segundo o Instituto Paranaense de Desenvolvimento Econˆ

omico e Social (IPARDES)

(2010) a economia paranaense é a quinta maior do pa´ıs, e corresponde a 6.8% do PIB

nacional, e o Paraná é o maior produtor nacional de gr˜

aos, apresentando uma produç˜

ao

diversificada com participaç˜

ao na produç˜

ao nacional de 55% de trigo, 25% de feij˜

ao e milho,

20% de soja, entre outros produtos.

Outra atividade relevante no Paraná é a produç˜

ao energética. Considerando as bacias

hidrográficas que fazem a fronteira do Paraná, como a bacia do Rio Iguaçu no sul, bacia

do Rio Paranapanema no norte e a bacia do Rio Paraná a oeste, o Estado do Paraná é o

responsável pela produç˜

ao de, aproximadamente, 35% de toda a energia hidroenergética

utilizada no pa´ıs, lembrando que mais de 85% da energia produzida está associada a

hidroenergia e, ainda, no caso da usina de Itaipu, entre as bacias dos Rios Iguaçu e Pa-

Seç˜

ao 1.1. Motivaç˜

ao e Objetivos

21

raná, é também responsável por 95% da energia utilizada no Paraguai, conforme dados

do Operador Nacional do Sistema El´

etrico (ONS) (2010). Tanto as importantes linhas de

transmiss˜

ao que cortam o estado, levando energia gerada na regi˜

ao para os maiores cen-

tros consumidores do pa´ıs na regi˜

ao sudeste, quanto a geraç˜

ao hidroenergética na regi˜

ao

ao afetadas pelos sistemas de tempo, em especial os SCM que atravessam essas áreas, e

um sistema de monitoramento hidrometeorológico moderno, juntamente com a melhoria

do conhecimento desses fenômenos s˜

ao importantes para mitigar os eventos severos que

atingem a área.

O objetivo principal desta pesquisa é estudar os aspectos espaciais e temporais da ati-

vidade elétrica durante o ciclo de vida dos Sistemas Convectivos de Mesoescala (SCMs),

e examinar as poss´ıveis relaç˜

oes entre o ambiente das tempestades e as caracter´ısticas

elétricas e hidrometeorológicas desses sistemas. Com um volume de dados compreendendo

o per´ıodo de 2000 a 2010, ser˜

ao utilizadas as informaç˜

oes dispon´ıveis de um radar me-

teorológico Doppler, caracter´ısticas dos relâmpagos detectados por uma rede de detecç˜

ao

de descargas atmosféricas e dados de rede telemétrica automática de estaç˜

oes hidrometeo-

rológicas no Paraná, além de informaç˜

oes de satélites meteorológicos e análise sinótica do

ambiente no qual os SCMs ocorrem, a partir de campos de análises de modelos numéricos

de previs˜

ao de tempo.

Espera-se que os resultados deste trabalho ajudem a entender melhor a relaç˜

ao dos

sistemas convectivos de mesoescala com sua estrutura e evoluç˜

ao, conforme observados

e detectados pelos sistemas remotos de monitoramento hidrometeorológico, além de um

melhor entendimento e aperfeiçoamento de nossas habilidades de análise e previs˜

ao de

tempo relacionados a esses eventos severos com precipitaç˜

ao intensa e relâmpagos na regi˜

ao

sul do Brasil.

Este estudo está estruturado da seguinte forma: a revis˜

ao bibliográfica é apresentada a

seguir. No Cap´ıtulo 2 s˜

ao apresentados os dados e a metodologia utilizados. No Cap´ıtulo 3

ao apresentados os resultados obtidos da análise dos dados e a caracterizaç˜

ao dos Sistemas

Convectivos de Mesoescala. No Cap´ıtulo 4 s˜

ao apresentadas as conclus˜

oes gerais e as

sugest˜

oes para trabalhos futuros e, a seguir, as Referências Bibliográficas e os Anexos.

22

Cap´ıtulo 1. Introduç˜

ao

1.2

Revis˜

ao Bibliográfica

1.2.1

Morfologia dos Sistemas Convectivos de Mesoescala

De acordo com Zipser (1982), um SCM é um sistema de tempo que exibe movimento convectivo úmido turbulento, próximo ou embutido dentro de uma circulaç˜

ao de mesoescala

que é, pelo menos parcialmente, guiada por processos convectivos. Cotton e Anthes (1989);

Houze (1993); Rickenback e Rutledge (1998); Fritsch e Forbes (2001) definem um SCM

como um sistema de nuvens que ocorre em conex˜

ao com um aglomerado de tempestades e

produz uma área cont´ınua de precipitaç˜

ao convectiva com escala horizontal de, pelo menos,

100km e com extens˜

ao horizontal total de algumas centenas de quilômetros, organizado de

forma a conter tanto regi˜

oes de precipitaç˜

ao de natureza estratiforme quanto convectiva,

pelo menos durante parte de seu tempo de vida, que pode se estender durante algumas

horas. A precipitaç˜

ao em um SCM, claramente distinta em imagens de radar, divide-

se em duas regi˜

oes principais: convectiva, intensa, com núcleos de extens˜

ao vertical; e

estratiforme, formada a partir da dissipaç˜

ao de células convectivas ou por ascens˜

ao em

mesoescala (Houze, 2004).

De um ponto de vista dinâmico, Parker e Johnson (2000) definem um SCM como um fenômeno convectivo no qual a aceleraç˜

ao de Coriolis (f ) é da mesma ordem de grandeza

que os demais termos nas equaç˜

oes de momento de Navier-Stokes. Com uma escala de

tempo apropriada para um SCM em latitudes médias (τ = f −1) de, aproximadamente, 3

horas, e assumindo o vento médio (U ) de, aproximadamente, 10ms−1 , a escala espacial

(L = U τ ) (Emanuel, 1986), é de 100km, em média, para os SCM, conforme também sugerido por Houze (2004).

A Figura 1.2 apresenta um modelo conceitual de um SCM em estágio maduro, com uma regi˜

ao convectiva dianteira regi˜

ao estratiforme posterior, como uma seç˜

ao vertical

perpendicular à linha de convecç˜

ao na dianteira do sistema. A linha mais escura definida

como eco do radar representa a fronteira do SCM conforme observada por um radar me-

teorológico, enquanto que a linha mais fina, exterior, representa a fronteira observada por

sátelite ou aeronaves, ao passarem pelo sistema. Regi˜

oes em tons de cinza representam

áreas com refletividade mais intensa que as demais regi˜

oes, sendo que as regi˜

oes com ali-

nhamento vertical representam as células convectivas com chuvas de forte intensidade e

index-27_1.png

Seç˜

ao 1.2. Revis˜

ao Bibliográfica

23

Figura 1.2: Modelo conceitual de um SCM em estágio maduro. (Adaptado de Houze, 2004).

granizo, enquanto que a regi˜

ao com alinhamento horizontal na parte estratiforme posterior

representa a área conhecida como banda brilhante, onde processos de deposiç˜

ao por vapor

e evaporaç˜

ao ocorrem, com o derretimento dos hidrometeoros ocorrem a baixas velocida-

des verticais, ao redor da isoterma de 0◦C . As correntes ascendentes e descendentes s˜

ao

representadas por setas, e as áreas de baixa e alta press˜

ao em mesoescala, as mesobaixas

e mesoaltas, est˜

ao representadas pelos simbolos B e A, respectivamente.

Os estágios iniciais dos SCMs ocorrem com a formaç˜

ao das regi˜

oes convectivas, mais

intensas enquanto em desenvolvimento, sem a formaç˜

ao das regi˜

oes estratiformes.

A

formaç˜

ao da regi˜

ao convectiva geralmente começa quando o ar quente e úmido é forçado a

ascender sobre o ar mais frio e denso através de algum mecanismo de levantamento como,

por exemplo, uma frente fria. As correntes ascendentes resultantes criam novas células

convectivas, indicadas nas imagens de radares como as células com intenso gradiente de re-

fletividade em altitude. A medida que o vapor d’água continua a condensar e as part´ıculas

acrescem água l´ıquida, os hidrometeoros aumentam de tamanho e s˜

ao advectados para a

traseira e para cima, pelo fluxo de ar da corrente ascendente inclinada na direç˜

ao frente-

traseira, que inicia logo à frente da regi˜

ao convectiva (Houze, 1993; Nachamkin et al., 2000;

Nachamkin e Cotton, 2000; Parker e Johnson, 2004a).

Na regi˜

ao convectiva há também outras caracter´ısticas interessantes associadas às cor-

rentes ascendentes, estreitas e intensas, que durante as primeiras horas de desenvolvimento

ao quase verticais e podem penetrar a tropopausa. A medida que a convecç˜

ao começa a

24

Cap´ıtulo 1. Introduç˜

ao

enfraquecer, as correntes ascendentes se inclinam devido a expans˜

ao da piscina fria próxima

à superf´ıcie formada pela corrente descendente, e uma baixa hidrostática (mesobaixa, sigla

B na figura) se desenvolve na regi˜

ao interna da corrente ascendente, resultante da liberaç˜

ao

de calor latente. Além do fortalecimento da piscina fria em superf´ıcie, as correntes descen-

dentes em baixos n´ıveis geram uma mesoalta (sigla A na figura) em superf´ıcie logo abaixo

da regi˜

ao convectiva, sendo que os dois centros de press˜

ao em mesoescala crescem e se

fortalecem abaixo das células convectivas, levando a intensificaç˜

ao de uma frente de rajada

ao longo e bem a frente da linha convectiva frontal, conforme indicado na Figura 1.2 . Uma fraca mesobaixa também se forma na dianteira da frente de rajada a medida que novas

células continuam a se formar e amadurecem, fazendo parte da linha convectiva.

A Figura 1.2 também mostra uma bigorna dianteira, nem sempre presente nos SCMs, que se desenvolve quando o vento em altos n´ıveis, normal à linha convectiva, sopra da

parte posterior para a direç˜

ao da borda da linha convectiva. Neste caso, os cristais de gelo

da regi˜

ao convectiva s˜

ao advectados pelos ventos em altos n´ıveis para a frente da linha,

produzindo a bigorna dianteira (MacGorman e Rust, 1998; Nachamkin et al., 2000).

A manutenç˜

ao da estrutura da regi˜

ao convectiva no SCM ocorre enquanto: 1) a piscina

fria em superf´ıcie, atrás da frente de rajada, continuar sendo reforçada pelas correntes

descendentes de baixos n´ıveis; 2) houver ar quente e úmido na dianteira da frente de

rajada; 3) houver cisalhamento do vento em baixos n´ıveis suficiente para conter a circulaç˜

ao

produzida pelo fluxo de ar frio ; 4) a frente de rajada n˜

ao acelerar muito e se distanciar

da linha convectiva (Nachamkin e Cotton, 2000; Parker e Johnson, 2004a).

A regi˜

ao estratiforme do SCM é formada pelas pequenas part´ıculas de gelo com velo-

cidade de queda menor que a componente vertical da corrente ascendente frente-traseira

(indicada na Figura 1.2), ao redor de 0.5ms−1 , e que s˜

ao advectadas da regi˜

ao convectiva

para a parte posterior do SCM, na área que eventualmente dará origem à chuva estrati-

forme. Quando totalmente desenvolvida e madura, caracteriza-se pela ampla área (mais

de 50 a 150km de largura e área maior que 104km2), formato concavo na parte traseira,

baixos valores de refletividade (de 20 a 40dBZ), movimento vertical pequeno (menos de

0.5ms−1 ) e fluxo descendente traseiro (Houze, 1993; Parker e Johnson, 2004b).

As part´ıculas de gelo caem bem devagar, a medida que passam a zona de transiç˜

ao (ZT,

na figura) entre a regi˜

ao convectiva e a estratiforme, primeiramente crescendo por deposiç˜

ao

Seç˜

ao 1.2. Revis˜

ao Bibliográfica

25

de vapor na corrente ascendente frente-traseira, e ent˜

ao por agregaç˜

ao para formar grandes

agregados de neve a medida que se aproximam do n´ıvel de congelamento dentro da regi˜

ao

estratiforme. Os agregados de neve caem através deste n´ıvel de congelamento, começam a

derreter e formar gotas de chuva, e produzem a banda brilhante logo abaixo do n´ıvel de

congelamento (isoterma de 0◦C , indicada na Figura 1.2). A regi˜

ao de chuva estratiforme

intensa está localizada logo abaixo desta banda brilhante, uma área de maior movimento

vertical dentro da regi˜

ao estratiforme.

A regi˜

ao estratiforme é caracterizada por correntes ascendentes e descendentes fracas

(menores que 0.5ms−1 ). A corrente ascendente de mesoescala (CAM, na figura) encontra-

se em altitudes acima do fluxo descendente traseiro, sendo produzida e mantida pelo fluxo

frente-traseiro, e estende-se a toda a largura da nuvem estratiforme posterior, enquanto

que a corrente descendente de mesoescala (CDM, na figura) estende-se do topo do fluxo

traseiro em direç˜

ao a superf´ıcie terrestre, e é produzida pela flutuaç˜

ao negativa do ar , e é

resultante da evaporaç˜

ao da precipitaç˜

ao, derretimento e sublimaç˜

ao, e estende-se apenas

na área de precipitaç˜

ao estratiforme posterior.

As caracter´ısticas dos hidrometeoros s˜

ao também distintas nas regi˜

oes convectivas e

estratiformes dos SCM. A regi˜

ao convectiva é caracterizada tanto por hidrometeoros pe-

quenos e grandes, resultantes dos fortes movimentos verticais presentes, e incluem gotas de

água, gelo, chuva, neve, graupel e granizo. A regi˜

ao de transiç˜

ao entre a área convectiva e a

estratiforme no SCM apresenta colunas de gelo ligeiramente derretidas, agulhas e graupel

em tamanho menor que o encontrado nas células convectivas. A regi˜

ao estratiforme, basi-

camente é caracterizada por gotas de gelo, gotas de água, e agregados dendr´ıticos (Schuur

e Rutledge, 2000; Schuur et al., 2000).

1.2.2

Classificaç˜

ao da Estrutura dos Sistemas Convectivos de Mesoescala

Muitos estudos já propuseram classificaç˜

oes dos SCMs utilizando métodos e requisitos

distintos, sendo as informaç˜

oes de satélite no canal infravermelho e as informaç˜

oes de radar

as principais ferramentas para construir uma classificaç˜

ao. Os satélites meteorológicos,

usando, por exemplo o canal infravermelho (IR), apresentam um ângulo de visada bem

maior e permitem o monitoramento cont´ınuo dos SCMs através de quase toda a sua vida.

Um grande número de estudos utilizaram temperaturas de brilho do topo das nuvens

26

Cap´ıtulo 1. Introduç˜

ao

(no canal IR) relacionando a organizaç˜

ao e evoluç˜

ao espec´ıfica. As informaç˜

oes de radar,

embora mais limitadas em termos de extens˜

ao da regi˜

ao de amostragem, permitem um

detalhamento interno da estrutura do SCM e ainda resolvem estruturas de mesoescala e

sub-mesoescala mais facilmente, como as frentes de rajadas e os padr˜

oes de precipitaç˜

ao,

conforme apresentados na seç˜

ao anterior. As análises realizadas durante os estágios de

formaç˜

ao e desenvolvimento, e durante o estágio maduro fornecem diferentes classificaç˜

oes

dos SCMs (Bluestein e Jain, 1985; Blanchard, 1990; Parker e Johnson, 2000; Jirak et al.,

2003, entre outros). Porém, as classificaç˜

oes podem variar amplamente, dependendo do

escopo e localizaç˜

ao do estudo e das ferramentas utilizadas (Rickenback e Rutledge, 1998).

Uma das primeiras classificaç˜

oes dos SCMs foi feita por Maddox (1980, 1983), que

desenvolveu o termo Complexo Convectivo de Mesoescala (CCM) com base num conjunto

de critérios espec´ıficos relacionados com a observaç˜

ao dos SCM por imagens de satélite no

canal IR. O objetivo do seu trabalho era selecionar os maiores e mais persistentes SCMs e

definir o in´ıcio, maior extens˜

ao e terminaç˜

ao desses sistemas, que se moviam com grande

frequência ao longo da regi˜

ao central dos Estados Unidos. Os SCM analisados por Maddox

eram quase-circulares, de escala meso-α (Orlanski, 1975), e com uma camada de nuvem com topo frio menor que -52◦C . Uma outra classe de grandes SCMs foram estudados por

Anderson e Arritt (1998) e chamados de Sistemas Convectivos Persistentes e Alongados (SCPA), de escala meso-β, com menor excentricidade que os CCM, porém com as demais

caracter´ısticas próximas aos CCM (Jirak et al., 2003). A Tabela 1.1 apresenta um resumo dos critérios definidos por eles, juntamente com outras classificaç˜

oes de SCMs identificados

por satélite, quase-circulares ou alongados, de escala meso-β. Tanto os CCM quanto os

SCPA ocorrem com certa frequência na América do Sul, em especial na regi˜

ao sul-sudeste,

e s˜

ao responsáveis pela maior contribuiç˜

ao da precipitaç˜

ao e dos eventos severos que aqui

ocorrem (Mota, 2003; Anabor et al., 2008; Sakamoto, 2009).

Um pouco mais subjetivos que a classificaç˜

ao dos SCMs por satélite, os trabalhos

utilizando informaç˜

oes de radares meteorológicos buscaram detalhar a organizaç˜

ao e o de-

senvolvimento, ou evoluç˜

ao, dos sistemas convectivos a medida que se deslocavam na área

de abrangência desses equipamentos. De maneira geral, buscavam identificar as carac-

ter´ısticas das linhas de instabilidade, como s˜

ao mais conhecidos os SCM que apresentam

uma organizaç˜

ao linear da regi˜

ao convectiva que está presente ao longo da sua evoluç˜

ao.

Seç˜

ao 1.2. Revis˜

ao Bibliográfica

27

Tabela 1.1 - Definiç˜

oes de SCM baseados em informaç˜

oes de satélite no canal infra-vermelho. (Adaptado

de Jirak et al. 2003)

Categoria

Tamanho

Duraç˜

ao

Formato

CCM

Regi˜

ao do núcleo frio ≤-52◦C com área

≥6 horas

Excentricidade ≥0,7 no momento de

≥ 50.000km2

maior extens˜

ao

SCPA

Excentricidade entre 0,2 e 0,7 no mo-

mento de maior extens˜

ao

SCCMβ

Regi˜

ao do núcleo frio ≤-52◦C com área

≥3 horas

Excentricidade ≥0,7 no momento de

entre 30.000km2e 50.000km2

maior extens˜

ao

SCAMβ

Excentricidade entre 0,2 e 0,7 no mo-

mento de maior extens˜

ao

Em um dos primeiros trabalhos, Bluestein e Jain (1985) estudaram cerca de 40 casos de linhas de instabilidade para identificar 4 tipos principais de desenvolvimento associado

a eventos severo, conforme apresentados na Figura 1.3a. Para cada tipo, s˜

ao apresentados

os formatos dos SCM em diferentes estágios de evoluç˜

ao. As linhas de instabilidade do

tipo linhas quebradas e crescimento posterior foram as mais comuns, enquanto que as

areas quebradas e embutidas as mais raras. Segundo Bluestein e Jain (1985), os SCMs de linhas quebradas e as de crescimento posterior formam-se ao longo de uma linha e ent˜

ao

agrupam-se para formar uma linha de instabilidade cont´ınua, ocorrendo na dianteira de

sistemas frontais de escala sinótica. Os SCMs do tipo area (quebrada ou embutida) s˜

ao

menos comuns que os outros dois tipos, e ocorrem com diversas células convectivas que

se desenvolvem de maneira isolada e se agrupam formando uma regi˜

ao com uma área

estratiforme mais extensa e uma linha convectiva no seu núcleo ao longo de uma regi˜

ao de

frente quase-estacionária.

Com base no experimento de campo PRE-STORM (Oklahoma-Kansas Preliminary

Regional Experiment for STORM-central field program), Blanchard (1990) identificou 3

padr˜

oes de evoluç˜

ao dos SCM: linear, ocluso e caótico, conforme apresentados na Fi-

gura 1.3b, em diversos estágios de evoluç˜

ao. Os SCM lineares foram os mais comumente

encontrados nos casos estudados, formados a partir de células convectivas que ao amadure-

cerem agrupam-se com uma estrutura linear convectiva e uma regi˜

ao estratiforme separada

por uma regi˜

ao de transiç˜

ao, propagando-se em conjunto, na dianteira de um sistema fron-

tal ou zona de baixa press˜

ao (Blanchard, 1990). Os SCM n˜

ao-lineares foram dividos em

index-32_1.png

index-32_2.png

28

Cap´ıtulo 1. Introduç˜

ao

Figura 1.3: a) Classificaç˜

ao dos SCMs, segundo Bluenstein and Jain (1985). b) Classificaç˜

ao dos SCMs,

segundo Blanchard (1990).

oclusos e caóticos, e geralmente ocorrem em regi˜

oes de ar mais frio, na separaç˜

ao de duas

massas de ar. Havendo alguma circulaç˜

ao, podem gerar um fraco mesovortex (Houze,

1993). Os SCMs do tipo caótico n˜

ao se desenvolvem em linhas de instabilidade, diferente-

mente dos sistemas lineares e oclusos, de acordo com este estudo de Blanchard (1990).

Os SCMs podem também ser classificados baseados na localizaç˜

ao da regi˜

ao estrati-

forme em relaç˜

ao à linha convectiva, conforme proposto por Parker e Johnson (2000), e

apresentado na Figura 1.4. A diferença entre as 3 classes propostas é devida à localizaç˜

ao

da regi˜

ao estratiforme dos SCM: estratiforme posterior (EP), estratiforme dianteira (ED),

e estratiforme paralelo (EPar), sendo a posiç˜

ao relativa devido à direç˜

ao de advecç˜

ao dos

hidrometeoros na regi˜

ao estratiforme, pelos ventos em altitudes média e alta. O tipo EP

é a estrutura mais comumente encontrada, aproximadamente 60% das vezes, sendo que

na regi˜

ao central dos Estados Unidos é caracterizada por uma linha convectiva dianteira

(CD), seguida por uma regi˜

ao de transiç˜

ao e por uma regi˜

ao estratiforme. Este tipo de

SCM, CDEP (linha convectiva dianteira, estratiforme posterior), caracterizado também na

Figura 1.2, geralmente está associado a frentes frias e massas de ar com maior instabilidade condicional e propaga-se mais rápido que os outros dois tipos de SCM, que frequentemente

evoluem para esta forma mais comum (Parker e Johnson, 2004a,b; Houze, 2004). Os SCMs do tipo EP podem ainda ser classificados quanto à simetria em relaç˜

ao à linha convectiva.

index-33_1.png

Seç˜

ao 1.2. Revis˜

ao Bibliográfica

29

Figura 1.4: Modelo conceitual de três principais classificaç˜

oes dos SCM: Estratiforme Posterior (EP),

Estratiforme Anterior (EA) e Estratiforme Paralelo (EPar), proposto por Parker e Johnson (2000). Os tons de cinza representam contornos de refletividade, sendo os mais escuros as regi˜

oes convectivas. (Adaptado

de Parker Johnson 2000)

Em estudos de Houze (1993) e Hilgenford e Johnson (1998) observaram que as diferenças da estrutura de precipitaç˜

ao nesses sistemas s˜

ao geralmente associadas ao cisalhamento do

vento entre as camadas mais baixas e médias, e que é bastante comum os SCMs simétricos

evoluirem para formas assimétricas ao longo da vida deles. Os SCM simétricos geralmente

est˜

ao associados a eventos de enchentes devido à extensa área estratiforme, enquanto que

os assimétricos, com um cisalhamento do vento em n´ıveis médios maior que os simétricos,

est˜

ao associados a eventos severos, geralmente produzindo tornados e granizo, ao longo da

regi˜

ao convectiva dos sistemas (Hilgenford e Johnson, 1998; Parker e Johnson, 2004a).

Jirak et al. (2003) expandiram as propostas de classificaç˜

ao com uma amostragem maior

de SCMs, 387 SCMs, na regi˜

ao central dos Estados Unidos. Utilizaram, inicialmente, as

observaç˜

oes de satélite meteorológico, para uma seleç˜

ao de eventos de maior escala espacial

(CCM, SCPA, SCM de escala mesoβ) com os limiares de temperatura de Maddox (1980,

1983) e Anderson e Arritt (1998). Após a seleç˜

ao com os dados de satélite, utilizaram

informaç˜

oes de radar para, de acordo com Bluestein e Jain (1985), identificar e selecionar os eventos em termos de presença de precipitaç˜

ao estratiforme (quebrada e envolvida),

arranjo de células (linha e area) e interaç˜

ao de clusters (fundido, isolado e crescimento),

index-34_1.png

30

Cap´ıtulo 1. Introduç˜

ao

Figura 1.5: Esquema de classificaç˜

ao do desenvolvimento dos SCMs observados por radar. As linhas sólidas

e contornos representam n´ıveis de refletividade relativa e as linhas pontilhadas as porç˜

oes da núvem fria

observada por satélite. (Adaptado de Jirak et al. 2003)

como mostra a Figura 1.4.

Os resultados deste trabalho indicaram que o reconhecimento do desenvolvimento das

estruturas internas dos SCMs observado por radar meteorológico desempenha um papel

importante na previs˜

ao de eventos severos em tempo-real, em especial os arranjos das

estruturas convectivas (se lineares ou distribu´ıdos em área, por exemplo) uma vez que os

sistemas observados, que se originaram de um agrupamento com estrutura linear, tinham

maior tempo de vida e eram mais eficientes em termos de produç˜

ao de precipitaç˜

ao e maior

número de observaç˜

oes de eventos severos (Jirak et al., 2003).

1.2.3

Processos de Eletrificaç˜

ao nos Sistemas Convectivos de Mesoescala

A eletrificaç˜

ao nas tempestades ocorre quando vários hidrometeoros em fases mistas e

de propriedades f´ısicas distintas est˜

ao sujeitos a frequentes colis˜

oes entre si e, neste pro-

cesso, sem agregaç˜

ao, acresç˜

ao ou coalescência, há rápida transferência de cargas. A na-

tureza elétrica das tempestades n˜

ao é simples e nem completamente conhecida. Enquanto

algumas estruturas de cargas em tipos comuns de nuvens como as isoladas, em camadas

estratiformes ou convectivas, já foram identificadas, ainda n˜

ao há conhecimento suficiente

para afirmar que, se a nuvem está gerando relâmpagos ent˜

ao é conhecida a estrutura de

Seç˜

ao 1.2. Revis˜

ao Bibliográfica

31

cargas. Para isso, é necessário conhecer também informaç˜

oes adicionais como o tipo de

nuvem, localizaç˜

ao e estágio de vida, para ent˜

ao opinar sobre o carregamento e a estrutura

de cargas internas da tempestade.

Existem diversos mecanismos de eletrificaç˜

ao propostos para o carregamento elétrico

das tempestades na literatura, e ser˜

ao apresentados aqui os principais, que envolvem pro-

cessos associados a colis˜

ao de hidrometeoros conhecidos como carregamento n˜

ao-indutivo

e indutivo, e o mecanismo de carregamento por convecc˜

ao.

Atualmente, o processo de eletrificaç˜

ao, ou carregamento das tempestestades mais co-

mumente aceito é o carregamento n˜

ao-indutivo (CNI) (MacGorman e Rust, 1998), apoiado

por diversos estudos realizados em laboratório para explicar a separaç˜

ao de cargas elétricas

observadas dentro de uma tempestade t´ıpica (Takahashi, 1978; Gaskell e Illingworth, 1980;

Jayaratne et al., 1983; Saunders, 1994, entre outros). Pelo processo de CNI, as cargas s˜

ao

transferidas independentemente da intensidade do campo elétrico local. Os hidrometeoros

do tipo graupel (cristais de gelo com diâmetro entre 2 e 5mm que crescem por agregaç˜

ao

de gotas de água supercongeladas), granizo (graupel com diâmetros maiores que 5mm),

e pequenos cristais de gelo colidem dentro de uma nuvem de tempestade na presença de

altas quantidades de conteúdo de água l´ıquida (CAL) causando a separaç˜

ao de cargas.

Como resultado destas colis˜

oes, graupel e granizo recebem uma carga l´ıquida negativa e

os cristais de gelo recebem carga l´ıquida positiva em temperaturas t´ıpicas de fase mista

(ou seja, entre -10◦C e -30◦C ) e CAL da ordem de 1gm−3. Os cristais de gelo, devido

a menor velocidade terminal de queda (entre 0.3ms−1 e 1.5ms−1 , aproximadamente), s˜

ao

levados para o topo da nuvem pela corrente ascendente, onde uma regi˜

ao de carga l´ıquida

positiva superior é formada em temperaturas menores de -30◦C (Krehbiel, 1986; Saunders,

1994). As magnitudes das velocidades terminais de queda para graupel (entre 1.5ms−1 e 3.0ms−1 , aproximadamente) e granizo (de 10ms−1 a 50ms−1 , para tamanhos entre 5mm e

8cm, aproximadamente) s˜

ao geralmente próximas da magnitude das correntes ascendentes

das tempestades, e estes hidrometeoros estabelecem uma regi˜

ao inferior de carga l´ıquida

negativa a temperaturas de 0◦C a -25◦C , chamada de regi˜

ao de carga negativa principal

(CNP) (Krehbiel, 1986).

Esta dependência da temperatura no carregamento dos hidrometeoros deu origem aos

primeiros modelos conceituais de estruturas elétricas das tempestades, como o dipolo de

index-36_1.png

32

Cap´ıtulo 1. Introduç˜

ao

Figura 1.6: Modelo conceitual de carregamento por mecanismo n˜

ao-indutivo (CNI) em uma tempestade

isolada, com tripolo, proposto por Williams (1989). (Adaptado de Saunders, 2008)

Wilson (1929) e a estrutura de tripolo de Williams (1989), apresentada na Figura 1.6.

Nesta estrutura de tripolo, além da separaç˜

ao descrita acima, na regi˜

ao mais baixa da

nuvem com temperaturas mais altas, a transferência de cargas reverte de sinal, levando

a um centro de cargas positivas menor na base da nuvem, enquanto os cristais de gelo

com carga negativa s˜

ao levados para cima, reforçando a estrutura da regi˜

ao de CNP. Este

centro de cargas positivas inferior tem sido detectado frequentemente e acredita-se que

auxilia na iniciaç˜

ao das descargas entre a nuvem e o solo, que ocorrem a partir da regi˜

ao

CNP (Saunders, 2008).

Os estudos de Jayaratne et al. (1983) e também outros mostraram que neste mecanismo de transferência de cargas entre graupel e cristais de gelo menores, a temperatura

da regi˜

ao na nuvem onde ocorre o processo e o conteúdo de água liquida dispon´ıvel regulam

a carga l´ıquida obtida na transferência. A transferência de cargas quando dois hidrome-

teoros colidem parece ser resultado das interaç˜

oes entre as camadas quase-liquidas (CQL)

dos hidrometeoros. De acordo com estudos teóricos e experimentais, existe uma CQL en-

tre as interfaces de ar e água nos hidrometeoros, a qual é dependente da temperatura e

da curvatura da superf´ıcie dos hidrometeoros. De acordo com Baker e Dash (1994), os hidrometeoros com maior temperatura e/ou curvatura apresentam CQL mais espessas que

os com menor temperatura e/ou curvatura. Quando dois hidrometeoros com espessuras

Seç˜

ao 1.2. Revis˜

ao Bibliográfica

33

da CQL diferente colidem, a carga negativa e a massa de água fluem na direç˜

ao da su-

perf´ıcie mais fina para tentar estabelecer um equil´ıbrio de massa da CQL. A medida que

os hidrometeoros se afastam, os hidrometeoros originalmente mais curvados e/ou de maior

temperatura superficial tornam-se carregados positivamente, enquanto que os menos cur-

vados e/ou mais frios tornam-se carregados negativamente, resultando em duas part´ıculas

eletrificadas (Baker e Dash, 1994). Os estudos de Takahashi (1978); Gaskell e Illingworth

(1980); Jayaratne et al. (1983); Avila et al. (1998); Pereyra et al. (2000); Saunders et al.

(2001), entre outros, mostram uma concordância geral com relaç˜

ao à transferência de car-

gas entre graupel e cristais de gelo, na qual há uma temperatura de reverso de carga,

em geral ao redor de -10◦C , onde os graupels podem receber uma carga negativa nas

trocas em temperaturas abaixo deste limiar e carga positiva em temperaturas mais quen-

tes, mostrando assim que estrutura da tempestade pode ser mais complexa que o modelo

simplificado do dipolo ou tripolo Williams (1989).

Além do mecanismo de carregamento n˜

ao-indutivo, vários mecanismos de carregamento

indutivo foram propostos para também explicar a eletrificaç˜

ao das tempestades. A dife-

rença está na pré-existência de campo elétrico para polarizar os hidrometeoros para ocorrer

carregamento por induç˜

ao (mecanismo de carregamento indutivo), enquanto que no CNI

ao é necessária a presença do campo elétrico para ocorrer o carregamento na nuvem. Dois

métodos dominantes no carregamento indutivo s˜

ao: a) captura seletiva de ´ıons, quando

um hidrometeoro de carga neutra, maior, colide com um ´ıon (hidrometeoro menor) de

carga negativa e o maior hidrometeoro torna-se negativamente carregado, enquanto o ´ıon

com carga positiva continua na corrente ascendente para maiores altitudes da tempestade

e os hidrometeoros maiores se acumulam na regi˜

ao CNP; b) carregamento por colis˜

ao,

quando dois hidrometeoros polarizados colidem a medida que caem na nuvem e, havendo

transferência de cargas entre eles, o de maior tamanho recebe carga negativa e continua

o movimento de queda enquanto o hidrometeoro menor, de carga positiva, é advectado

para n´ıveis superiores da tempestade. Os métodos indutivos, como responsáveis pela ele-

trificaç˜

ao de tempestades, n˜

ao s˜

ao largamente aceitos, uma vez que o campo elétrico de

tempo bom atmosférico n˜

ao é necessariamente intenso para provocar a polarizaç˜

ao dos

hidrometeoros e a carga l´ıquida produzida é significativamente menor que a encontrada

em tempestades t´ıpicas (MacGorman e Rust, 1998).

index-38_1.png

34

Cap´ıtulo 1. Introduç˜

ao

Figura 1.7: Estágios de eletrificaç˜

ao de uma tempestade por carregamento convectivo. (de Saunders 2008)

A hipótese de carregamento ou eletrificaç˜

ao por convecç˜

ao está representado na Fi-

gura 1.7 (Saunders, 2008). Nesta proposta, as cargas positivas dispon´ıveis no espaço s˜

ao

ingeridas na nuvem a medida que inicia a corrente ascendente e, ao evoluir para uma nu-

vem tipo cumulus, as cargas positivas no interior da nuvem d˜

ao origem a uma camada de

blindagem de cargas liquidas negativas na regi˜

ao mais externa, que se move para as laterais

e em direç˜

ao à base da nuvem. Cargas positivas adicionais continuam sendo ingeridas na

nuvem e cargas negativas fluem para a regi˜

ao superior da nuvem, externamente, para repor

as cargas que se deslocaram para a base da mesma. As cargas negativas v˜

ao se concen-

trando mais na base da nuvem, fortalecendo a magnitude do campo elétrico de maneira

suficiente a gerar um efeito de corona positiva em objetos no solo, e esta corona se torna

mais uma fonte adicional de cargas positivas que s˜

ao realimentadas na nuvem. Com este

tipo de mecanismo de carregamento também n˜

ao foi poss´ıvel explicar, de forma suficiente,

os processos elétricos e distribuiç˜

ao de cargas encontrados nas tempestades (MacGorman

e Rust, 1998).

1.2.4

Distribuiç˜

ao das Cargas Elétricas nos Sistemas Convectivos de Mesoescala

A estrutura de tripolo proposta por Williams (1989), conforme apresentado na Figura 1.6, com uma regi˜

ao de carga negativa principal e duas outras regi˜

oes com cargas

positivas (superior e inferior) descreve uma tempestade isolada de maneira geral. Estu-

dos observacionais realizados por Stolzenburg et al. (1998,a,b) através de 49 sondagens

index-39_1.png

Seç˜

ao 1.2. Revis˜

ao Bibliográfica

35

Figura 1.8: Modelo conceitual para estrutura de cargas em tempestades isoladas e maduras de Stolzenburg et al. (1998)

de campo elétrico com bal˜

oes em diferentes tipos de nuvens (tempestades isoladas, su-

percélulas e SCMs) apresentaram uma estrutura mais complexa que um tripolo. A Fi-

gura 1.8 mostra 4 áreas de cargas encontradas na corrente ascendente da tempestade e outras 6 regi˜

oes de cargas fora da área de corrente ascendente. As bigornas nas tempes-

tades tipicamente contem regi˜

ao de carga positiva no interior e uma camada externa de

blindagem com cargas negativas. Estas divis˜

oes de 4 e 6 áreas foram encontradas simul-

taneamente em tempestades maduras (Stolzenburg et al., 2002; MacGorman et al., 2005),

porém podem evoluir para uma estrutura única da área externa da corrente ascendente,

a medida que a tempestade amadurece e a corrente ascendente enfraquece. Descargas

elétricas ocorrendo internamente na tempestade também pode modificar a estrutura de

cargas apresentada (Stolzenburg e Marshall, 2008).

Um modelo conceitual idealizado para a estrutura de cargas em SCMs está apresentado

na Figura 1.9, proposto por Stolzenburg et al. (1998) . A borda da nuvem está representada por um contorno cont´ınuo e as refletividades de radar em linhas tracejadas. As regi˜

oes de

cargas positiva e negativa est˜

ao representadas por áreas sombreadas em tons de cinza claro

e escuro, respectivamente, e os n´ıveis de temperatura de 0◦C e -20◦C est˜

ao indicados. As

correntes ascendentes e descendentes, conforme apresentado na Figura 1.2, também est˜

ao

aqui representados. Como se pode observar neste modelo, as cargas acumulam na regi˜

ao

index-40_1.png

36

Cap´ıtulo 1. Introduç˜

ao

Figura 1.9: Modelo conceitual para estrutura de cargas em SCM, de Stolzenburg et al. (1998)

convectiva, alternando em polaridade, com cargas positivas na parte inferior e negativa no

topo da nuvem, e a regi˜

ao de carga negativa principal da porç˜

ao convectiva se concentra

nas camadas com temperaturas entre -10◦C e -20◦C . Quando a corrente ascendente é mais

intensa, essa carga negativa principal pode estar mais acima. Esta alternância também é

encontrada na regi˜

ao de transiç˜

ao do SCM. A regi˜

ao estratiforme do SCM tem também

camadas alternando em polaridade das cargas, no entanto a sua estrutura ainda n˜

ao é bem

conhecida. Stolzenburg et al. (1998) e Schuur e Rutledge (2000) identificaram estruturas similares, com uma regi˜