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UNIVERSIDADE FEDERAL DE CAMPINA GRANDE – UFCG
CENTRO DE TECNOLOGIA E RECURSOS NATURAIS – CTRN
UNIDADE ACADÊMICA DE CIÊNCIAS ATMOSFÉRICAS – UACA
PROGRAMA DE PÓS-GRADUAÇÃO EM METEOROLOGIA
JEFFERSON ERASMO DE SOUZA VILHENA
INFLUÊNCIAS DE FRIAGENS NA ESTRUTURA VERTICAL DA ATMOSFERA DA
REGIÃO AMAZÔNICA: UM ESTUDO NUMÉRICO E OBSERVACIONAL
CAMPINA GRANDE – PB
Abril/2010
Dissertação de Mestrado em Meteorologia
Universidade Federal de Campina Grande - UFCG
VILHENA, J.E.S. Abril de 2010
Campina Grande - PB, 96p
Vilhena, Jefferson Erasmo de Souza
Jefferson
Erasmo de
Souza Vilhena
Jefferson Erasmo de Souza Vilhena
cn=Jefferson Erasmo de Souza
Vilhena, o=Universidade Federal de
Campina Grande, ou=UFCG,
, c=BR
2010.07.22 08:33:23 -03'00'
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JEFFERSON ERASMO DE SOUZA VILHENA
INFLUÊNCIAS DE FRIAGENS NA ESTRUTURA VERTICAL DA ATMOSFERA DA
REGIÃO AMAZÔNICA: UM ESTUDO NUMÉRICO E OBSERVACIONAL
Área de Concentração: Meteorologia de Meso e Grande Escala
Subárea: Termodinâmica e Modelagem Numérica da Atmosfera
Orientador: Prof. Dr. Enilson Palmeira Cavalcanti
CAMPINA GRANDE – PB
Dissertação apresentada ao curso de Pós –
Graduação em Meteorologia da
Universidade Federal de Campina Grande,
como parte dos requisitos necessários à
obtenção do grau de Mestre em
Meteorologia.
Dissertação de Mestrado em Meteorologia
Universidade Federal de Campina Grande - UFCG
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Vilhena, Jefferson Erasmo de Souza
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FICHA CATALOGRÁFICA ELABORADA PELA BIBLIOTECA CENTRAL DA UFCG
V711i Vilhena, Jefferson Erasmo de Souza.
Influências de friagens na estrutura vertical da atmosfera da região
Amazônica: um estudo numérico e observacional / Jefferson Erasmo de
Souza Vilhena. ─ Campina Grande, 2010.
96 f. : il. color.
Dissertação (Mestrado em Meteorologia)- Universidade Federal de
Campina Grande, Centro de Tecnologia e Recursos Naturais.
Referências.
Orientador: Prof. Dr. Enilson Palmeira Cavalcanti.
1. Meteorologia em Mesoescala. 2. Simulação Numérica. 3.
Friagens. 4. Amazônia. I. Título.
CDU – 551.515.6(043)
Dissertação de Mestrado em Meteorologia
Universidade Federal de Campina Grande - UFCG
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A todas as pessoas que fizeram, fazem e farão parte de
algum momento de minha vida, aos amigos (a) que agora
permanecem na paz eterna e a meu grande Amor
Jaqueline, eterna paixão de minha vida, que me ofereceu
paz e conforto nos momentos felizes e pouco felizes, pois
a seu lado, não existe momento ruim.
Ofereço
À minha mãe Janeide, mulher forte e guerreira, que
sempre me apoio e que nunca deixou que nada faltasse em
minha vida e ao meu pai Antônio, que sempre esteve do
meu lado nos momentos de dificuldade.
Dedico
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De ontem em diante serei o que sou no instante agora
Onde ontem, hoje e amanhã são a mesma coisa
Sem a idéia ilusória de que o dia, a noite e a madrugada são coisas distintas
Separadas pelo canto de um galo velho.
Eu apóstolo contigo que não sabes do evangelho
Do versículo e da profecia!
Quem surgiu primeiro? o antes, o outrora, a noite ou o dia?
Minha vida inteira é meu dia inteiro.
Meus dilúvios imaginários ainda faço no chuveiro!
Minha mochila de lanches?
É minha marmita requentada em banho Maria!
Minha mamadeira de leite em pó
É cerveja gelada na padaria!
Meu banho no tanque?
É lavar carro com mangueira!
E se antes, bem antes um pedaço de maçã
Hoje quero a fruta inteira.
E da fruta tiro a polpa… dos livros tiro conhecimento...
Da luta não me retiro!
Me atiro do alto e que me atirem no peito
Da luta não me retiro…
Todo dia de manhã é nostalgia das besteiras que fizemos ontem.
Fernando Anitelli
"Alguns homens vêem as coisas como são e dizem, 'Por quê?'
Eu sonho com as coisas que nunca foram e digo, 'Por que não?' "
George Bernard Shaw
“Confia ao Senhor as tuas obras e os teus desígnios serão estabelecidos.”
Provérbios 16: v.3
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AGRADECIMENTOS
A Deus, incondicionalmente, por nunca me deixar cair mediante as adversidades e sempre me
dar forças para continuar lutando e vencendo.
Ao professor Dr. Enilson Palm eira Cavalcan ti pela paciência e apoio dispensado para
orientação deste trabalho.
A Universidade Federal de Campina Gra nde que através da CAPES concedeu o
financiamento de m inhas pesquisas e ao Progr ama de Pós- graduação em Meteorologia da
UFCG pela oportunid ade de realização do curso, que p ermitiu o desenvolv imento deste
estudo e aumentar meus conhecimentos científicos.
Aos m embros da banca exam inadora Professores Dra. Magaly de Fátim a Cor reia e Dr.
Ranyére Silva Nóbrega pelas críticas e sugestões.
A todos os professores e funcionários, especi almente à Divanete, do curso de Pós Graduação
em Meteorologia UFCG, pelos ensinam entos ministrados em sala de aula, conselhos e
amizade.
À minha família pelo indispensável apoio e incentivo aos estudos.
Aos m eus grandes am igos David, Glayson e f amília , Hallan e f amília, Nilz ele e f amília,
Roberta e família, Ronaldo e f amília, Vanessa e amizades criadas no de correr do curso, pelo
tempo de estudo, amizade e importante ajuda dispensada para a realização deste trabalho.
Aos meus amigos e parentes pela com preensão de minha ausência durante os dois anos de
duração do curso.
A meu grande am or, Jaqueline S ilva Miranda, a quem Deus colocou em meu ca minho, para
que a meu lado, possamos escrever a nossa história.
A todos que colaboraram de forma direta e indireta para a realização deste trabalho.
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SUMÁRIO
LISTA DE ILUSTRAÇÕES.............................................................................................
LISTA DE ABREVIATURAS E SIGLAS......................................................................
LISTA DE SÍMBOLOS....................................................................................................
RESUMO............................................................................................................................
ABSTRACT.......................................................................................................................
1. INTRODUÇÃO.............................................................................................................
2. REVISÃO BIBLIOGRÁFICA.....................................................................................
2.1. A Região Amazônica e Suas Características.......................................................
2.2. Influências de Sistemas Frontais na Amazônia...................................................
2.3. Modelagem Numérica............................................................................................
2.3.1. BRAMS............................................................................................................
2.3.2. Estrutura do Modelo.........................................................................................
2.3.3. Dados Utilizados..............................................................................................
2.3.4. Equações Utilizadas.........................................................................................
2.3.5. Parametrizações Físicas Utilizadas no Modelo................................................
3. MATERIAIS E MÉTODOS.........................................................................................
3.1. Área de Estudo.......................................................................................................
3.2. Dados.......................................................................................................................
3.3. Estudo dos Parâmetros Termodinâmicos............................................................
3.3.1. Razão de Mistura (r).........................................................................................
3.3.2. Temperatura Potencial (θ)................................................................................
3.3.3. Temperatura Potencial Equivalente (θ
e
)..........................................................
3.3.4. Temperatura Potencial Equivalente Saturada (θ
es
)..........................................
3.3.5. Vento Zonal e Meridional................................................................................
3.3.6. Índice de Estabilidade (Instabilidade) Atmosférica........................................
3.4. Simulações Numéricas...........................................................................................
3.5. Eventos Analisados................................................................................................
3.5.1. Condição Sinótica no Período de Maio de 2007..............................................
3.5.2. Condição Sinótica no Período de Maio de 2006..............................................
3.5.3. Condição Sinótica no Período de Junho de 2001.............................................
4. RESULTADOS..............................................................................................................
4.1. Evento de Maio de 2007.........................................................................................
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4.1.1. Análise Observacional.....................................................................................
4.1.2. Análise Numérica.............................................................................................
4.2. Evento de Maio de 2006.........................................................................................
4.2.1. Análise Observacional.....................................................................................
4.2.2. Análise Numérica.............................................................................................
4.3. Evento de Junho de 2001.......................................................................................
4.3.1. Análise Observacional.....................................................................................
4.3.2. Análise Numérica............................................................................................
5. CONCLUSÕES.............................................................................................................
REFERÊNCIAS BIBLIOGRÁFICAS............................................................................
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LISTA DE ILUSTRAÇÕES
Figura 01. Visão geral da Floresta Amazônica.....................................................
Figura 02. Áreas de estabilidade e instabilidade da radiossondagem em Vilhena
– RO no dia 16/06/2001 às 12:00 UTC...............................................
Figura 03. Grade utilizada na simulação numérica (área colorida).......................
Figura 04. Precipitação total (mm) para maio de 2007.........................................
Figura 05. Imagens do satélite Goes-10 (colorida) às 12:00 UTC nos dias 23,
24, 25 e 26 de maio de 2007...............................................................
Figura 06. Precipitação total (mm) para maio de 2006.........................................
Figura 07. Imagens do satélite Aqua/Terra (canais 1,3 e 4) nos dias 22, 23, 24, e
25 de maio de 2006.............................................................................
Figura 08. Precipitação total (mm) para junho de 2001........................................
Figura 09. Variação temporal diária da temperatura potencial (θ) nas cidades de
Porto Velho e Vilhena no Estado de Rondônia em maio de 2007........
Figura 10. Variação temporal diária da razão de mistura (r) nas cidades de Porto
Velho e Vilhena em maio de 2007......................................................
Figura 11. Variação temporal diária das componentes zonal (u) e meridional (v)
do vento nas cidades de Porto Velho e Vilhena em maio de 2007.......
Figura 12. Variação temporal diária do índice de instabilidade (estabilidade)
atmosférica nas cidades de Porto Velho e Vilhena em maio de 2007...
Figura 13. Variação temporal horária da temperatura potencial (θ) nas cidades
de Porto Velho e Vilhena em maio de 2007........................................
Figura 14. Variação Temporal horária da razão de mistura (r) nas cidades de
Porto Velho e Vilhena em maio de 2007.............................................
Figura 15. Variação temporal horária das componentes zonal (u) e meridional
(v) do vento nas cidades de Porto Velho e Vilhena em maio de 2007..
Figura 16. Variação temporal horária do vetor vento ( =10m/s) nas cidades de
Porto Velho e Vilhena em maio de 2007.............................................
Figura 17. Variação temporal horária do índice de instabilidade (estabilidade)
atmosférica nas cidades de Porto Velho e Vilhena em maio de 2007...
Figura 18. Variação horária da radiação de onda longa e precipitação acumulada
nas cidades de Porto Velho e Vilhena em maio de 2007......................
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Figura 19. Diagrama de Hovmoller da temperatura potencial, razão de mistura e
do índice de instabilidade (estabilidade) atmosférica nas latitudes de
8,76ºS (à esquerda) e 12,70ºS (à direita) em maio de 2007.................
Figura 20. Variação temporal diária da temperatura potencial (θ) na cidade de
Porto Velho em maio de 2006.............................................................
Figura 21. Variação temporal diária da razão de mistura (r) na cidade de Porto
Velho em maio de 2006......................................................................
Figura 22. Variação temporal diária das componentes zonal (u) e meridional (v)
do vento na cidade de Porto Velho em maio de 2006..........................
Figura 23. Variação temporal diária do índice de instabilidade (estabilidade)
atmosférica na cidade de Porto Velho em maio de 2006.....................
Figura 24. Variação Temporal horária da temperatura potencial (θ) nas cidades
de Porto Velho e Vilhena em maio de 2006........................................
Figura 25. Variação temporal horária da razão de mistura (r) nas cidades de
Porto Velho e Vilhena em maio de 2006.............................................
Figura 26. Variação temporal horária das componentes zonal (u) e meridional
(v) do vento nas cidades de Porto Velho e Vilhena em maio de 2006..
Figura 27. Variação temporal horária do vetor vento ( =10m/s) nas cidades de
Porto Velho e Vilhena em maio de 2006.............................................
Figura 28. Variação temporal horária do índice de instabilidade (estabilidade)
atmosférica nas cidades de Porto Velho e Vilhena em maio de 2006...
Figura 29. Variação horária da radiação de onda longa e precipitação acumulada
nas cidades de Porto Velho e Vilhena em maio de 2006......................
Figura 30. Diagrama de Hovmoller da temperatura potencial, razão de mistura e
índice de instabilidade (estabilidade) atmosférica nas latitudes de
8,76ºS (à esquerda) e 12,70ºS (à direita) em maio de 2006.................
Figura 31. Variação temporal diária da temperatura potencial (θ) na cidade de
Vilhena em junho de 2001..................................................................
Figura 32. Variação temporal diária da razão de mistura (r) na cidade de
Vilhena em junho de 2001..................................................................
Figura 33. variação temporal diária das componentes zonal (u) e meridional (v)
do vento na cidade de Vilhena em junho de 2001...............................
Figura 34. Variação temporal diária do índice de instabilidade (estabilidade)
atmosférica na cidade de Vilhena em junho de 2001...........................
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Figura 35. Variação temporal horária da temperatura potencial (θ) nas cidades
de Porto Velho e Vilhena em junho de 2001.......................................
Figura 36. Variação temporal horária da razão de mistura (r) nas cidades de
Porto Velho e Vilhena em junho de 2001............................................
Figura 37. Variação temporal horária das componentes zonal (u) e meridional
(v) do vento nas cidades de Porto Velho e Vilhena em junho de
2001...................................................................................................
Figura 38. Variação temporal horária do vetor vento ( =10m/s) nas cidades de
Porto Velho e Vilhena em junho de 2001............................................
Figura 39. Variação temporal horária do índice de instabilidade (estabilidade)
atmosférica nas cidades de Porto Velho e Vilhena em junho de 2001.
Figura 40. Variação horária da radiação de onda longa e precipitação acumulada
nas cidades de Porto Velho e Vilhena em junho de 2001....................
Figura 41. Diagrama de Hovmoller da temperatura potencial, razão de mistura e
do índice de instabilidade (estabilidade) atmosférica nas latitudes de
8,76ºS (à esquerda) e 12,70ºS (à direita) em junho de 2001................
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LISTA DE ABREVIATURAS E SIGLAS
ATMET – Atmospheric Meteorological and Environmental Technologies
BRAMS – Brazilian Developments on the Regional Atmospheric Modeling System
CAPE – Energia Potencial Convectiva Disponível
CINE – Energia de Inibição da Convecção
CLA – Camada Limite Atmosférica
CLP – Camada Limite Planetária
CPTEC – Centro de Previsão de Tempo e Estudos Climáticos
DJF – Trimestre Dezembro-Janeiro-Fevereiro
FF – Frente(s) Fria(s)
FINEP – Financiadora de Estudos e Projetos
GOES – Geostationary Operational Environmental Satellites
GRADS – Grid Analise and Display System
HS – Hemisfério Sul
IAG – Instituto de Astronomia, Geofísica e Ciências Atmosféricas
IME – Instituto de Matemática e Estatística
INMET – Instituto Nacional de Meteorologia
INPA – Instituto Nacional de Pesquisas da Amazônia
INPE Instituto Nacional de Pesquisas Espaciais
ISCCP – International Satellite Cloud Climatology Project
JJA – Trimestre Junho-Julho-Agosto
LEAF – Land Ecosystem-Atmosphere Feedback model
LI – Linha(s) de Instabilidade(s)
MODIS – Moderate Resolution Imaging Spectroradiometer
NASA – National Aeronautics and Space Administration
NCAR – National Center for Atmospheric Research
NCEP – National Centers for Environmental Prediction
NCL – Nível de Condensação Por Levantamento
NE – Nível de Equilíbrio
N-NE – Quadrante Norte e Nordeste
NOAA – National Oceanic and Atmospheric Administration
PCD – Plataforma de Coleta de Dados
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RAMS – Regional Atmospheric Modeling System
RBLE – Rondônia Boundary Layer Experiment
SMS – Synchronous Meteorological Satellite
S-SE – Quadrante Sul e Sudeste
TSM – Temperatura da Superfície do Mar
USP – Universidade de São Paulo
UTC – Universal Time Coordinated
ZCIT – Zona de Convergência Intertropical
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LISTA DE SÍMBOLOS
% – Porcentagem
C
p
– Calor Específico a Pressão Constante (1004 J/Kkg)
C
v
– Calor Específico a Volume Constante
J – Unidade de Energia em Joule
K – Unidade de Temperatura em Kelvin
K
h
– Coeficiente de Viscosidade Turbulenta para o Calor e Umidade
K
m
– Coeficiente de Viscosidade Turbulenta para o Momentum
R
d
– Constante do Gás Para o Ar Seco (287,5 J/Kkg)
T – Temperatura em Graus Celsius
T
K
– Temperatura em Kelvin
T
L
– Temperatura ao Nível de Condensação Por Levantamento (NCL)
UR – Umidade Relativa
V – Velocidade do Vento em Nós
W – Unidade de Energia em Watts
cm
– Unidade de Espaço em Centímetros
cm² – Unidade de Área em Centímetros Quadrados
e – Pressão de Vapor
e
s
– Pressão de Vapor de Saturação
f – Parâmetro de Coriolis
ġ – Gravidade
g – Unidade de Peso em Gramas
h – Unidade de Tempo em Horas
hPa – Unidade de Pressão em HectoPascal
kg – Unidade de Peso em Quilograma
km – Unidade de Espaço em Quilômetros
km² – Unidade de Área em Quilômetros Quadrados
kt – Unidade de Velocidade em Nós
m – Unidade de Espaço em Metros
– Unidade de Área em Metros Quadrados
mm – Unidade de Espaço em Milímetros (Para Precipitação: 1mm = 1Litro/m
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)
p – Pressão Atmosférica
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r – Razão de Mistura
rad – Denota Tendência para a Parametrização de Radiação
r
n
– Razão de Mistura para as Espécies de Água
r
s
– Razão de Mistura de Saturação
r
t
– Razão de Mistura para Água Total
r
v
– Razão de Mistura para o Vapor D’água
s – Unidade de Tempo em Segundos
u – Componente Zonal do Vetor Vento
v – Componente Meridional do Vetor Vento
w – Componente Vertical do Vetor Vento
º – Graus
ºC – Unidade de Temperatura em Celsius
Δ – Diferença Finita
α – Direção do Vento a Partir do Norte Geográfico em Graus Inteiros
θ – Temperatura Potencial
θ
0
Temperatura Potencial do Estado Básico (Ambiente)
θ
e
– Temperatura Potencial Equivalente
θ
es
Temperatura Potencial Equivalente Saturada
θ
il
– Temperatura Potencial para a Água Liquida e Gelo
θ
v
– Temperatura Potencial Virtual
π – Função de Exner Total
π' – Perturbação da Função de Exner
π
0
– Função de Exner no Estado Básico
ρ – Densidade
ρ
0
– Densidade no Estado Básico
σ – Coordenada Sigma
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RESUMO
A presente pesquisa teve como objetivo principal simular através do BRAMS (Brazilian
Developments on the Regional Atmospheric Modeling System) eventos de friagens ocorridos
no sul da Amazônia no período de maio de 2007, maio de 2006 e junho de 2001 com dados de
re-análises do NCEP/NCAR (National Centers for Environmental Prediction /National Center
for Atmospheric Research), observando a estrutura atmosférica por meio de parâmetros
termodinâmicos como razão de mistura, temperatura potencial e vetor vento, na intenção de
analisar a sensibilidade do modelo. Foram utilizados dados de radiossondagens realizadas nas
cidades de Porto Velho e Vilhena no Estado de Rondônia para analisar a estrutura da
atmosfera, além de comparar estes dados com as informações sugeridas pela simulação
numérica no intuito de parametrizar o modelo. Dados de Plataforma de Coleta de Dados e
imagens de satélites também foram utilizados para auxiliar as análises observacionais no
período de ocorrência da friagem. Verificou-se que a simulação efetuada para os casos
relacionados obtiveram êxito, com uma margem de erro de no máximo 10% em altos níveis e
1% ao nível da Camada Limite Atmosférica, viabilizando o método de modelagem utilizado
no estudo para simular ou até mesmo anteceder os eventos de friagens.
Palavras-chave: Simulação Numérica, Friagens, Amazônia
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ABSTRACT
This study had as main objective to simulate through the BRAMS (Brazilian Developments
on the Regional Atmospheric Modeling System) colds events occurring in the southern
Amazon in the period May 2007 to May 2006 and June 2001 with data re-analysis of
NCEP/NCAR (National Centers for Environmental Prediction/National Center for
Atmospheric Research), looking at the structure of atmospheric by means thermodynamic
parameters such as mixing ratio, potential temperature and vector wind, the intention to
examine the sensitivity of the model. Data from radiosondes held in the cities of Porto Velho
and Vilhena, Rondônia State to analyze the structure of the atmosphere and to compare these
data with the information suggested by the numerical simulation in order to parameterize the
model. Data Collection Platform data and satellite images were also used to help the
observational analysis in time for a cold. It was found that the simulation performed for cases
related succeeded, with a margin of error of up to 10% at high levels and 1% at the
Atmospheric Boundary Layer, enabling the modeling method used in this study to simulate or
even precede the events of colds.
Keywords: Numerical Simulation, Colds, Amazon
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1. INTRODUÇÃO
As Regiões Norte e Nordeste do Brasil estão inseridas na região tropical,
área caracterizada por apresentar uma atmosfera úmida com grande e intensa atividade
convectiva, devido à disponibilidade de energia solar durante todo ano. Localizadas ao
norte da América do Sul, onde se encontra a floresta Amazônica, que abrange nove
países Sul Americanos, a parte brasileira da floresta representa mais de 90% de seu total
e inclui a Região Norte e parte das Regiões Nordeste e Centro-Oeste. A biomassa libera
toneladas de água anualmente para a atmosfera, via evapotranspiração e o restante é
originário de águas trazidas do Oceano Atlântico através dos ventos, como parte do ciclo
hidrológico da região.
A Amazônia é a maior floresta tropical úmida do planeta e sua influência
no clima terrestre é comprovada em diversas simulações climáticas. A umidade presente
na atmosfera apresenta variações acentuadas entre locais com forte atividade convectiva,
devido a movimentos ascendentes do ar que resfriam e umedecem a atmosfera e
situações com pouca atividade convectiva, natural de movimentos descendentes que
aquecem e secam a atmosfera, visto que a atmosfera se apresenta mais fria em dias
chuvosos que em dias secos (RIEHL, 1973).
A região amazônica é caracterizada por um clima quente e úmido, onde os
gradientes de temperaturas são muito pequenos, muita nebulosidade e bastante chuva,
sofrendo durante todo o ano uma grande incidência dos raios solares. A umidade
presente embora de valores altos (16 e 20g/kg) sofre variações acentuadas. Estas
condições são alteradas por influência de sistemas de meso e grande escala (Zona de
Convergência Intertropical – ZCIT, Linhas de Instabilidade – LI, Frentes Frias – FF,
entre outros), que agem, ora acelerando os sistemas locais, ora enfraquecendo-os e com
isso, diminuindo a quantidade de precipitação (OLIVEIRA & FITZJARRALD, 1994;
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MOTA & SOUZA, 1996). Esta situação gera um novo conceito de estações do ano para
a região: “período seco” (junho a novembro) e “período chuvoso” (dezembro a maio).
Serra & Rastibona (1942) denominaram de friagem as influências
decorrentes de sistemas frontais do Hemisfério Sul (HS) na Amazônia, este termo é
usado pelos habitantes da região e representa a diminuição da temperatura no sul e
sudoeste da Amazônia. Ocorre principalmente no inverno do HS (junho-julho-agosto),
quando as frentes frias procedentes do Sul do país apresentam-se com mais intensidade,
fazendo com que as altas temperaturas da região diminuam e provoquem uma
diminuição significativa na umidade da atmosfera.
Myers (1964), citado por Longo (2004), analisou a ocorrência de intensas
precipitações no Planalto das Guianas e chegou à conclusão que estes eventos se devem
ao fluxo de ar mais frio que atravessou toda a região amazônica e, ao atingir o planalto,
encontrou uma barreira orográfica que provocou convergência e consequentemente,
precipitação. Parmenter (1976), utilizando imagens do satélite geo-estacionário SMS-1
(Synchronous Meteorological Satellite), analisou um evento extremo de incursão de ar
frio na região subtropical, tropical e equatorial, que além de produzir geadas em grande
parte do Sul e Sudeste brasileiro, modificou as características dinâmicas de praticamente
toda a América do Sul, substituindo por alguns dias, a cobertura típica de nuvens
cumuliformes por uma extensa região de cobertura estratiforme no norte da Amazônia.
Tal influência de sistema frontal atingiu todo o Norte do Brasil e praticamente toda a
Região Nordeste e inibiu a convecção por quase uma semana em todo o Brasil central.
Fisch (1996) descreveu as principais alterações na Camada Limite
Planetária (CLP), conhecida também como Camada Limite Atmosférica (CLA),
decorrentes da incursão de ar frio na região de Ji-Paraná em Rondônia, ocorrida em
julho de 1993. Embora de intensidade moderada e provocando pouca precipitação, este
evento modificou significativamente a estrutura da Camada Limite Atmosférica,
tornando-a menos espessa e mais estável, tendo em vista que a passagem do sistema
acentuou a descontinuidade de temperatura potencial virtual no topo da Camada Limite,
de um valor praticamente nulo para 9K. A direção do vento variou do quadrante Norte
para Sul, como se observa normalmente nesses eventos e os primeiros dias após a quebra
da cobertura de nuvens estratiforme caracterizam-se pelo aumento do fluxo de calor
sensível, provavelmente induzido pelo retorno da intensidade de radiação líquida aos
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valores típicos associados à magnitude ainda baixa de condutância estomática e
evapotranspiração.
A migração das altas pressões até as baixas latitudes na América do Sul se
deve à topografia e o formato do continente, onde a Cordilheira dos Andes, por
apresentar grande extensão meridional e por ser mais elevada ao norte, favorece a
canalização do ar frio desde a Patagônia Argentina até a Amazônia, propiciando também
um intenso intercâmbio de massas de ar entre os trópicos e os extra-trópicos
(GARREAUD & WALLACE, 1998). Isto acontece com maior frequência e intensidade
durante o inverno austral, uma vez que, nesta época, sobre o continente, predominam
sistemas anticiclônicos que favorecem o deslocamento das massas de ar frio e seco até
latitudes mais baixas. Durante o verão as massas de ar frio e seco se modificam muito
rapidamente, evitando assim seu deslocamento até regiões tropicais (SANCHO, 2001).
Neto e Nóbrega (2008) classificaram e analisaram os eventos de friagens
que ocorreram na cidade de Porto Velho – RO durante os meses de abril a outubro no
período de 1983 a 2007 e chegaram à conclusão que as friagens na cidade ocorrem com
maior frequência entre os meses de maio e setembro, variando entre 11 e 13 eventos por
ano, que em 59% dos casos a intensidade dos eventos é classificada pelos autores como
muito fraca e verificaram que existe uma oscilação interdecadal de máxima e mínima
ocorrência de friagens em na cidade.
Atualmente a previsão do tempo consiste na análise de resultados gerados
por modelos numéricos, que antecipam o comportamento médio da atmosfera para um
determinado período de tempo, os quais utilizam como parâmetros de entrada dados
observacionais, dados fornecidos por satélites e dados gerados por modelos de dias
anteriores. A previsão numérica do tempo faz uso das leis físicas de movimento e
conservação de energia, através das quais o desenvolvimento das condições da
atmosfera é expresso por uma série de equações matemáticas. As variáveis das equações
representam diversos aspectos do tempo (pressão, temperatura, umidade, etc.) e por
meio dessas equações pode-se determinar como as variáveis mudam com o tempo, de tal
forma que, conhecendo-se o estado inicial da atmosfera, é possível resolver as equações
para um momento futuro e obter novos valores para essas variáveis.
A atmosfera que envolve o planeta Terra apresenta uma série de
fenômenos que ocorrem próximo a sua superfície devido ao seu movimento permanente,
tais como os deslocamentos de massas de ar, tendo como fonte principal de energia a
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radiação solar (aquecimento diferencial do Sol). Desta forma, é importante compreender
o comportamento da atmosfera, seja pelo monitoramento climático, através da instalação
de instrumentos meteorológicos, ou pela simulação da dinâmica da atmosfera através de
modelos numéricos.
O BRAMS (Brazilian Developments on the Regional Atmospheric
Modeling System) é um modelo de previsão (simulação) numérica de tempo,
desenvolvido para prever (simular) circulações atmosféricas, utilizado mais
frequentemente na simulação de fenômenos de mesoescala. É um modelo que pode ser
empregado para vários propósitos e ajustado para ser utilizado em outras escalas (desde
a microescala até simulações de grandes vórtices e fenômenos climáticos),
possibilitando diferentes tipos de estudos, tendo como finalidade fornecer informações
de previsão do Tempo, bem como suporte à pesquisa cientifica. Para realizar as
simulações, o BRAMS utiliza dados que fornece as condições de contorno e as
condições iniciais necessárias para as previsões (simulações) atmosféricas.
Diante do exposto, o objetivo deste trabalho é estudar a ocorrência de
friagens na região da Amazônia ocidental associada a incursões de massas de ar frio e
seco, analisando a estrutura da atmosfera através de parâmetros termodinâmicos, tais
como temperatura potencial (θ), razão de mistura (r) e direção e velocidade do vento,
através de três eventos ocorridos nas cidades de Porto Velho e Vilhena no Estado de
Rondônia, utilizando-se de simulações realizadas no modelo regional BRAMS, no
intuito de avaliar a sensibilidade do modelo para estes eventos, esperando que o mesmo
possa antecipar-se a um evento futuro. Estas simulações serão comparadas com dados de
radiossondagens realizadas em aeroportos e de estações automáticas para verificar a
eficiência do modelo.
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2. REVISÃO BIBLIOGRÁFICA
A revisão bibliográfica apresentada neste capítulo tem como finalidade
fundamentar o estudo de friagens, penetrações de massas de ar frio e seco na Amazônia
que alteram a estrutura da atmosfera na região e também, descrever as características do
BRAMS, modelo utilizado neste estudo para efetuar as simulações numéricas. Desta
forma, primeiramente será apresentado uma breve discussão sobre a região de estudo,
descrevendo sua climatologia e principais características e após, será apresentado uma
abordagem dos principais estudos realizados sobre as influências de frentes frias na
região amazônica e por fim, a modelagem de mesoescala, através do Brazilian
Developments on the Regional Atmospheric Modeling System - BRAMS.
2.1. A Região Amazônica e Suas Características
Pesquisas sobre a contribuição da região tropical no desenvolvimento dos
processos atmosféricos globais, com base no modelo da circulação geral proposto por
Hadley em 1735, explicam que todo o movimento atmosférico se inicia devido à
desigualdade do aquecimento e resfriamento atmosférico, especialmente entre as
radiações das faixas polares e tropicais. As correntes de ar se movimentam em direção
ao Pólo ou ao Equador e são as principais responsáveis por esta troca de energia entre os
dois lugares (VAREJÃO-SILVA, 2006). A atmosfera nesse processo age como uma
"máquina térmica" transportando excesso de energia para as regiões com deficiência de
energia (RIEHL, 1954).
Hadley, em 1735 sugeriu a existência de duas grandes células de
circulação meridional em ambos os hemisférios, explicando os ventos alísios,
observados á superfície na zona dos trópicos. Em 1856, o Professor W. Ferrel descobriu
e completou a teoria de Hadley, evidenciando a existência de três células em cada
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hemisfério, o que justifica a presença dos ventos zonais de latitudes médias e
circumpolares (VAREJÃO-SILVA, 2006). A célula de Hadley é composta por
movimentos ascendente até a tropopausa na convergência intertropical, conhecida como
ZCIT, e descendente em 30° em paralelo com o ramo descendente da célula de Ferrel.
Um estudo climatológico da circulação troposférica sobre a região
amazônica usando radiossondagens realizada na Amazônia Central (Manaus – AM) e
Oriental (Belém – PA), durante o período de 1968-1976 mostra que o vento em altos
níveis (200hPa) é de oeste durante os meses de inverno (junho a agosto) nas duas
localidades. Este estudo também sugere que a distribuição de chuvas na Amazônia está
relacionada com a posição da Alta da Bolívia. A água precipitável é aproximadamente
constante ao longo do ano, com pequeno decréscimo nos meses de seca (KOUSKY &
KAYANO, 1981). Estudos mostram que o valor médio de água precipitável para Belém
(PA) e Manaus (AM) é de 4,2 e 4,4g/cm², com amplitude anual de 1,1 e 0,9g/cm²,
respectivamente (SALATI & MARQUES, 1984).
Molion (1987) estudou as circulações de macro e mesoescala que atuam na
Amazônia e os processos dinâmicos que organizam e promovem a precipitação na
região. Os mecanismos que provocam chuva na Amazônia foram classificados em três
tipos: a) convecção diurna resultante do aquecimento da superfície e condições de larga-
escala favoráveis; b) linhas de instabilidade originadas na costa Norte e Nordeste (N-
NE) do litoral do Atlântico; c) aglomerados convectivos de meso e larga escala,
associados com a penetração de sistemas frontais vindos da Região Sul e Sudeste (S-SE)
do Brasil.
Na região costeira (do litoral do Pará ao Amapá) a precipitação durante a
época seca é devido à influência das linhas de instabilidade que se formam ao longo da
costa litorânea durante o período da tarde, devido à brisa marítima (COHEN, et al.
1989). O máximo da chuva na região central da Amazônia (próximo de 5°S), pode estar
associado com a penetração de sistemas frontais da Região Sul, interagindo e
organizando a convecção local.
O clima na Amazônia ocidental é caracterizado por duas estações bem
distintas: O período de seca (sem grande atividade convectiva) que está entre os meses
de Junho e Novembro, com precipitação em torno de 50mm mensais e o período de
chuvas ou forte atividade convectiva, que é compreendido entre os meses de Dezembro e
Maio, apresentando precipitações acima de 250mm mensais, causadas principalmente
pela presença da Zona de Convergência Intertropical. A organização da ZCIT na região
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propicia a formação de LIs, que são responsáveis por aproximadamente 45% da
precipitação do leste paraense, com máxima frequência entre os meses de abril e agosto
(COHEN, et al. 1989).
Os meses de Maio e Novembro são considerados por alguns autores como
meses de transição entre um regime e outro. A distribuição de chuva no trimestre
Dezembro-Janeiro-Fevereiro (DJF), verão no HS, apresenta uma região de alta
precipitação (superior a 900mm) situada na parte oeste e central da Amazônia, em
conexão com a posição geográfica da Alta da Bolívia. Por outro lado, no trimestre
Junho-Julho-Agosto (JJA), inverno no HS, o centro de máxima precipitação desloca-se
para o norte e situa-se sobre a América Central. A região amazônica neste trimestre
(JJA) principalmente na parte central está sobre o domínio do ramo descendente da
Célula de Hadley, induzindo um período de seca bem característico. Este
comportamento está completamente de acordo com o ciclo anual da atividade convectiva
na região (HOREL, et al. 1989).
A convecção na região amazônica é um importante mecanismo de
aquecimento da atmosfera tropical e suas variações, em termos de intensidade e posição,
possui um papel importante na determinação do tempo e clima desta região. A liberação
de calor durante a época chuvosa é tipicamente de 2,5K por dia, o equivalente a uma
precipitação de 10mm diários (FIGUEROA & NOBRE, 1990).
A distribuição espacial e temporal das chuvas na Amazônia foi
detalhadamente estudada por Figueroa & Nobre (1990), utilizando 226 estações
pluviométricas, e por Marengo (1995), que usou dados de radiação de onda longa do
International Satellite Cloud Climatology Project (ISCCP), que concluíram que a
precipitação média anual é de aproximadamente 2300mm, existindo áreas com
precipitações superiores a 3000mm anuais localizadas no oeste, noroeste e no litoral
norte da Amazônia. Segundo os autores, nestas regiões não existe um período de seca
bem definido, pois entre os valores máximos há um mínimo de 1600mm anuais. Estes
valores de precipitação elevada próximo à Cordilheira dos Andes (Oeste e Noroeste) são
devido à ascensão orográfica da umidade transportada pelos ventos alísios enquanto que
o litoral norte sofre influências da Zona de Convergência Intertropical.
A marcha sazonal média da precipitação na região sul da Amazônia
apresenta duas estações bem distintas, a estação de estiagem (inverno e primavera do
HS), com precipitações inferiores a 100mm mensais, conhecida na região como “Verão
Amazônico” e a estação chuvosa (verão e outono do HS) com precipitações mensais
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superiores a 250mm, conhecida localmente como “Inverno Amazônico” (VILHENA,
2008).
2.2. Influências de Sistemas Frontais na Amazônia
Embora a região amazônica esteja geograficamente próxima ao Equador, a
parte meridional sofre, eventualmente, da incursão de ar com características polares (frio
e seco) que é um fenômeno relativamente comum na América do Sul tropical ao longo
do ano inteiro, provocando o fenômeno localmente denominado de Friagem.
Normalmente, as friagens estão relacionadas ao desenvolvimento de um anticiclone atrás
de um sistema frontal que se desloca para o norte, influenciando a região da Amazônia
(HAMILTON & TARIFA, 1978). Garreaud (2000) detectou, a partir das re-análises do
NCEP/NCAR entre 1979 e 1995, 145 episódios de friagens em eventos de inverno (maio
a setembro), e 132 eventos de verão (novembro a março). Do ponto de vista estatístico,
estas intrusões de ar frio e seco são o modo principal da variação de temperatura e da
circulação de escala sinótica em regiões subtropicais e tropicais.
Marengo, et al. (1996) discutiram os impactos provocados pelo evento de
26 de junho de 1994 em áreas florestadas e áreas desmatadas na Amazônia e concluíram
que este evento promoveu alterações evidentes, desde a superfície até a altitude, em
estações localizadas a sudoeste, mais próximas da cordilheira dos Andes: enquanto que
em Ji-Paraná (RO) as mudanças de temperatura, umidade específica e vento foram
significativas, em Manaus (AM) e Marabá (PA), no centro e leste da Amazônia,
respectivamente, observou-se apenas uma redução do ciclo diurno das variáveis e uma
tendência do vento para sul. Além disto, os eventos de friagem afetaram tanto regiões de
floresta quanto de pastagem. Normalmente as regiões de floresta são ligeiramente mais
frias; contudo, quando há advecção de ar frio e seco para a região amazônica, a perda
radiativa na região de pastagem supera a da região de floresta, acarretando queda mais
significativa de temperatura, entre 0,5 e 2,0°C.
O efeito destas invasões de ar polar na Amazônia também foram estudadas
por alguns autores como Serra (1942), Brinkman & Ribeiro (1972), Hamilton & Tarifa
(1978), Mota, et al. (1994), Nunes (1994), Fisch (1996), Marengo, et al. (1996), Galvão
& Fisch (2000), Longo, et al. (2004), Oliveira, et al. (2004), Neto & Nóbrega (2008) e
Vilhena (2008). Alberto Serra (1942) denominou de Friagem as influências decorrentes
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de frentes frias do HS na Amazônia e ocorre principalmente durante o inverno do HS
(junho-julho-agosto), quando as massas de ar frio procedentes do Sul do país estão
intensificadas e no inverno podem ultrapassar o equador geográfico, o que faz com que
as altas temperaturas da região diminuam consideravelmente e provoquem uma secagem
mais acentuada na atmosfera, ressalta Alberto Serra.
Brinkman & Ribeiro (1972) citam que, no caso da Amazônia Central,
ocorrem de 2 a 3 friagens por ano, durante os meses de seca (junho a outubro).
Analisando o evento de uma friagem que atingiu a região de Manaus (julho de 1969), os
autores mostraram que a temperatura mínima naquele evento foi 12°C menor do que a
média climatológica.
No caso das variações dos elementos climáticos, Hamilton & Tarifa (1978)
analisaram a influência de uma intensa frente fria (ocorrida em 1972), que provocou
decréscimos na temperatura do ar em Cuiabá (MT) de até 13ºC. Outras observações
importantes são a de que ocorre uma mudança de direção do vento (do quadrante Norte
para o quadrante Sul), o evento se estende até 700hPa (aproximadamente 3000m),
prolongando-se por 3 dias.
Mota, et al. (1994) estudaram e caracterizaram a passagem de uma friagem
ocorrida em 07 de julho de 1993 com influência na área de floresta da reserva biológica
do Rio Jaru, a 160km de Ji-Paraná no Estado de Rondônia, feita através da variação
temporal dos parâmetros termodinâmicos e concluíram que este evento promoveu
alterações evidentes, tanto em superfície quanto em altitude, na temperatura potencial,
umidade relativa, razão de mistura e na mudança da direção do vento. Verificaram que a
atmosfera esteve bastante instável antes da chegada da friagem, estando associada ao
aquecimento diurno e a grande quantidade de vapor d’água e após a passagem do
sistema na região ocorreu o resfriamento e secagem da atmosfera.
Ainda com relação às características meteorológicas da superfície,
Marengo, et al. (1996) analisaram a extensão espacial das modificações causadas por
duas friagens moderadas ocorridas em 1994, concluindo que os efeitos mais
pronunciados foram obtidos na região sul do Estado de Rondônia (Ji-Paraná), na qual a
temperatura do ar atingiu valores de 10°C, aproximadamente 8°C abaixo da média
climatológica. Nas regiões centrais e oeste da Amazônia (Manaus – AM e Marabá – PA,
respectivamente), o decréscimo da temperatura do ar não foi tão grande, embora a
quantidade de umidade atmosférica tamm tenha diminuído, induzindo que ocorreu a
incursão de ar polar frio e seco.
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As modificações na estrutura vertical da atmosfera foram estudadas por
Fisch (1996), que observou um aumento intenso da velocidade do vento (principalmente
na componente meridional do vento), associado com um forte resfriamento (ao redor de
15°C na Camada Limite Atmosférica). Estas informações foram coletadas em julho de
1993, durante a realização do experimento de campo do RBLE (Rondônia Boundary
Layer Experiment). Fisch (1996) também realizou uma estatística simples do número de
eventos de friagens na região sul do Pará durante os anos de 1992 e 1993 e verificou
uma frequência de ocorrência de 7 casos por ano, durante os meses de maio a agosto.
Galvão & Fisch (2000), estudaram o balanço de energia na cidade de Ji-
Paraná – RO durante o ano de 1993, identificaram 6 casos de friagem no período
compreendido entre os meses de abril a julho, observaram também uma brusca queda na
temperatura do ar em superfície devido a influências de massas de ar fria, com variação
de aproximadamente 9ºC na temperatura do ar. Outro parâmetro verificado pelos autores
com variações consideráveis, devido aos eventos de friagens, foi a umidade específica
onde a mesma acompanha o comportamento da temperatura do ar, apresentando
variações da ordem de 8g/kg. O estudo mostra que os parâmetros termodinâmicos
voltam a apresentar seu padrão característico após a inserção de massa de ar frio,
influência que permaneceu durante 3 a 5 dias, porém com seus valores médios abaixo
dos registrados antes das ocorrências de friagens. Isto foi observado a cada evento de
friagem, alterando significativamente o ciclo diário da umidade específica e provocando
seu decréscimo ao longo do tempo. Estas diminuições estavam associadas ao final da
estação chuvosa e também às penetrações mais frequentes de massas de ar polares frio e
seco.
Longo, et al. (2004) analisaram o evento de friagem na região amazônica
ocorrido em 9-10 de novembro de 1999 e o classificaram, apesar da época em que
ocorreu, como um evento de estação quente segundo a classificação feita por Garreaud
(2000), por assemelha-se bastante aos eventos de inverno do tipo sem geada (VERA &
VIGLIAROLO, 2000), dada sua expressiva propagação para norte e que reduziu
sensivelmente a temperatura e a umidade, inclusive no sudoeste e oeste da região
amazônica. Neste estudo é concluído que a Amazônia, dada sua extensão e
heterogeneidade, sofre de maneira muito distinta os impactos da friagem, dependendo da
região que se toma por referência. As características deste fenômeno são mais
facilmente detectáveis em estações mais a sudoeste. Como característica geral,
observou-se diminuição de temperatura e umidade específica, ao passo que a pressão
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atmosférica aumentou. O vento tornou-se de quadrante norte antes da influencia da
frente e sul após sua passagem, e a radiação solar apresentou diminuição devida à
mudança do tipo de nebulosidade, ressalta o trabalho dos autores.
Neto & Nóbrega (2008) quantificaram as friagens que atingiram a cidade
de Porto Velho – RO entre os meses de abril e outubro no período de 1983 a 2007 e
classificaram a intensidade mensal utilizando o método dos quantis. O trabalho mostra
que durante o período estudado ocorreram 298 eventos. Os anos em que menos houve
friagens foram o de 1999, com 6 casos, seguido de 1997, com 7 eventos. Já os anos nos
quais ocorreram os maiores números de eventos de friagem foram os anos de 2007 e
1989, ambos com 17 casos. O intervalo médio é de 11 a 13 eventos por ano. Dentro do
período estudado, 9 anos tiveram número de eventos de friagem dentro do intervalo
médio, 8 anos ficaram acima e 8 anos ficaram abaixo do limite. Os autores observaram
uma frequência de aproximadamente 10 anos, de períodos de maior e menor número de
friagens em Porto Velho e que pouco mais da metade das friagens que atingiram a
cidade ocorreram entre os meses de junho e agosto. Os meses de maio e setembro
mostram-se como meses de transição entre o período de máxima atividade de incidência
de altas migratórias e o fim da estação das chuvas na região, apresentando um
significativo percentual de ocorrência de friagens dentro do ano. Já os meses de abril e
outubro apresentaram poucos casos por estarem próximos do término (início) da estação
chuvosa no sul da Amazônia.
Nunes (1994), Mota & Galvão (1996), Oliveira (2004) e Vilhena (2008),
estudaram a estrutura termodinâmica da atmosfera na Amazônia durante eventos de
friagens e verificaram que os principais parâmetros afetados quando ocorre uma
incursão de massa de ar frio é a temperatura potencial, razão de mistura, umidade
específica, umidade relativa e as componentes de velocidade e direção do vento. Seus
trabalhos descrevem como Friagem a influência de uma massa de ar na Amazônia
durante o período de inverno do Hemisfério Sul, ou verão amazônico (como é conhecido
na região), descrevendo como principais características: a) Precipitação devido ao
encontro da massa de ar frio e seco oriundo das regiões polares com a massa de ar
quente e úmido localizada na região amazônica; b) Faixa de nebulosidade sobre a área
precipitante deslocando-se para norte, podendo ser observadas em imagens de satélites;
c) Com a chegada da massa de ar frio, observa-se primeiramente um aumento da razão
de mistura e após a sua passagem, a atmosfera encontra-se seca por um período que
pode durar de 3 a 7 dias, até que esta atmosfera volte a apresentar gradativamente as
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características próprias de sua região; d) Queda na temperatura potencial após a
passagem da massa fria, deixando a temperatura abaixo da média, no período de 3 a 7
dias; e) Mudança na direção do vento horizontal de aproximadamente 180º e aumento da
velocidade devido à influência da frente fria; f) Mudança da direção do vento vertical,
passando de movimento de ar de ascendente durante a chegada da massa fria para ar
descendente após a sua passagem; g) Alta instabilidade condicional da atmosfera no
encontro das massas de ar e após a sua passagem, a estabilidade condicional da
atmosfera é predominante no período de 3 a 7 dias; h) Inibição da nebulosidade e de
nuvens precipitantes no período em que a massa de ar frio localiza-se nos locais
atingidos, este fato ocorre em consequência dos movimentos de ar descendente, que
inibem a formação de nuvens.
2.3. Modelagem Numérica
Os modelos numéricos atmosféricos são códigos computacionais
complexos, com resolução horizontal e vertical suficiente para prognosticar fenômenos
meteorológicos de mesoescala e dimensões horizontais que variam de um a centenas de
quilômetros. A previsão numérica do tempo faz uso das leis físicas de movimento (das
massas de ar) e conservação de energia que governam os movimentos na atmosfera e as
interações com a superfície (TEICHRIEB, 2008).
À medida que os computadores evoluem, surgem modelos físico-
matemáticos de maior complexidade, partindo de modelos desenvolvidos apenas para
certas regiões do globo e chegando, hoje, a modelos globais abrangentes e versáteis,
diminuindo assim a probabilidade de erros para as previsões de tempo e clima. O avanço
da tecnologia, o conhecimento observacional e o entendimento teórico, além da
concepção de supercomputadores, permitiram o desenvolvimento de modelos numéricos
cada vez mais ágeis e com maior precisão. Os modelos meteorológicos são uma
ferramenta poderosa e fundamental no auxílio à pesquisa e para dar suporte à análise e
previsão do tempo, dado o fato de que os mesmos encontram-se em sincronia com as
necessidades da região para a qual estão sendo executados. Desta forma, são utilizados para
fazer previsões de tempo e clima e/ou realizar simulações numéricas com o objetivo de
investigar, analisar, compreender e explicar os fenômenos que ocorrem na atmosfera
(OLIVEIRA, 2009).
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2.3.1. BRAMS
O BRAMS (Brazilian Developments on the Regional Atmospheric
Modeling System) é um modelo meteorológico desenvolvido por pesquisadores
brasileiros através de um projeto conjunto da ATMET (Atmospheric Meteorological and
Environmental Technologies), IME/USP (Instituto de Matemática e Estatística em
parceria com a Universidade de São Paulo), IAG/USP (Instituto de Astronomia,
Geofísica e Ciências Atmosféricas em parceria com a Universidade de São Paulo) e o
CPTEC/INPE (Centro de Previsão de Tempo e Estudos Climáticos em parceria com o
Instituto Nacional de Pesquisas Espaciais), financiado pela FINEP (Financiadora de
Estudos e Projetos), com o objetivo de desenvolver uma nova versão do RAMS
(Regional Atmospheric Modeling System) adaptado aos trópicos, tendo em vista um
modelo único para a previsão de tempo em escala regional (TEICHRIEB, 2008).
Segundo Pielke, et al. (1992) e Walko, et al. (1995), o RAMS baseia-se em
um código numérico altamente flexível, desenvolvido por cientistas da Universidade do
Estado do Colorado, nos Estados Unidos da América. O RAMS é composto de três
grandes componentes: o modelo propriamente dito, um pacote que permite fazer a
assimilação de dados para a inicialização e de outro que permite a interface com
software de visualização, como o "Grid Analise Display System" – GRADS.
Praticamente toda a codificação é feita em linguagem FORTRAN–77; apenas algumas
rotinas, para facilitar a entrada e saída de dados e alocação de memória, são escritas em
linguagem C (CAVALCANTI, 2001).
O modelo RAMS surgiu da união de três modelos existentes na
Universidade do Colorado (TEICHRIEB, 2008): um modelo de nuvens/mesoescala
(TRIPOLI & COTTON, 1982; WALKO & TREMBACK, 2001); uma versão hidrostática
do modelo de nuvens (TREMBACK, 1990) e um modelo de brisa marítima descrito por
Mahrer & Pielke (1977). Com trabalhos realizados separadamente, desde os anos 70,
comandados pelo Dr. William R. Cotton na parte de modelagem de sistemas dinâmicos
de microescala e processos microfísicos e pelo Dr. Roger A. Pielke na parte de
modelagem de sistemas de mesoescala e na influência da superfície da Terra nas
características da atmosfera; no entanto, só em 1986 esses esforços foram somados, no
intuito de gerar um modelo mais completo, o RAMS, um modelo de mesoescala
altamente flexível e versátil, sendo possível ativar e desativar as diversas opções e
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parametrizações contidas em seu código, conforme o interesse do trabalho a ser
desenvolvido (CAVALCANTI, 2001).
O BRAMS/RAMS é utilizado mais frequentemente na simulação de
fenômenos de mesoescala. É um modelo de grande versatilidade, podendo ser utilizado
também em outras escalas (desde a microescala até simulações de grandes turbilhões e
fenômenos climáticos), desde que se façam os ajustes pertinentes ao estudo de interesse,
possibilitando diferentes tipos de estudos, tendo como finalidade fornecer informações
de previsão/simulação do tempo/clima, bem como suporte à pesquisa cientifica
(CAVALCANTI, 2001; BARBOSA, 2007; PICCILLI, 2007; TEICHRIEB, 2008;
OLIVEIRA, 2009).
Os modelos BRAMS e RAMS são bem semelhantes, diferindo em alguns
módulos, sendo o BRAMS, desenvolvido para uma melhor representação do estado da
atmosfera do Brasil. No país os centros de referências em pesquisas de tempo e clima, a
exemplo do CPTEC/INPE, utilizam, entre outros, o modelo BRAMS para gerar as
previsões de tempo e clima. O BRAMS é o modelo numérico mais utilizado para simular
circulações atmosféricas em área geográfica limitada (TEICHRIEB, 2008; OLIVEIRA,
2009).
2.3.2. Estrutura do Modelo
A estrutura da grade computacional que o BRAMS utiliza é alternada, do
tipo C de Arakawa (MESSINGER & ARAKAWA, 1976 citado por CAVALCANTI,
2001; TEICHRIEB, 2008), sendo que as variáveis termodinâmicas e de umidade são
definidas nos mesmos pontos de grade, enquanto que as componentes u, v e w da
velocidade do vento são intercaladas em Δx/2, Δy/2 e Δz/2, respectivamente.
A projeção horizontal utilizada para a definição das coordenadas da grade
é a projeção estereográfica, cujo pólo de projeção fica próximo do centro da área de
domínio. Este tipo de projeção diminui distorções da projeção da área de interesse.
Coordenadas cartesianas também podem ser utilizadas pelo BRAMS (CAVALCANTI,
2001; BARBOSA, 2007; PICCILLI, 2007; TEICHRIEB, 2008; OLIVEIRA, 2009).
Na vertical, é usado o sistema de coordenadas σ
z
(sigma-z), o qual
contorna a topografia do terreno, descrito por Tripoli & Cotton (1982), entre outros.
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Neste sistema de coordenadas (σ
z
), o topo do domínio do modelo é exatamente plano e a
base segue as ondulações do terreno.
No modelo, usam-se grades com espaçamentos variáveis entre os níveis
verticais, com maior resolução próxima ao solo e menor resolução no topo, ou seja, o
espaçamento entre cada nível vai aumentando com a altura em uma proporção pré-
determinada. Pode-se usar também a opção de grades aninhadas, de tal maneira que se
consiga obter resoluções espaciais mais altas para determinados locais selecionados, ou
seja, as equações do modelo serão resolvidas de forma simultânea em diferentes
resoluções espaciais. A interação ocorre em duplo sentido (conhecido como two-way
interaction) entre as grades aninhadas, permitindo que os processos ocorram da grade
com maior resolução para a de menor resolução, e vice-versa, seguindo os esquemas de
Clark & Farley (1984) e Clark & Hall (1991) citados por Teichrieb (2008).
2.3.3. Dados Utilizados
Os modelos recebem como dados de entrada, a temperatura do ar,
geopotencial, umidade do ar (temperatura do ponto de orvalho ou razão de mistura ou
umidade relativa do ar ou, ainda, diferença psicrométrica) e vento (componentes zonal –
u e meridional – v ou direção e intensidade) em diversos níveis da atmosfera. Essas
informações podem ter como origem observações convencionais de superfície e altitude,
resultados de modelos numéricos e (ou) de subprodutos gerados através de informações
de satélites (CAVALCANTI, 2001).
Esses dados necessitam estar em arquivo com formato compatível para que
o modelo possa lê-los e prepará-los para a inicialização. A inicialização pode ser
homogênea, quando se atribui horizontalmente a grade do modelo o mesmo valor da
informação observada naquele nível, ou variada, quando as informações são interpoladas
para a grade do modelo apresentando variação horizontal. Nesse processo de
interpolação é utilizada uma técnica de análise objetiva proposta por Barnes (1964) a
qual consiste em obter um valor interpolado para o ponto de grade, através de uma
média ponderada da informação original. A ponderação é feita atribuindo-se maior peso
à informação mais próxima do ponto de grade e menor peso à informação mais distante,
conforme uma função Gaussiana, em que o peso é função da distância do valor
observado ao ponto de grade (CAVALCANTI, 2001).
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2.3.4. Equações Utilizadas
As equações usadas no BRAMS são aquelas para uma atmosfera não
hidrostática, descritas por Tripoli & Coton (1980 e 1982) e Pielke (1984), que permite
descrever processos físicos nos quais a velocidade vertical é intensa. Os processos de
superfície são representados numericamente de forma bem detalhada e simulam aqueles
associados à difusão turbulenta, radiação solar, a formação e interação de nuvens,
precipitação de hidrometeoros na fase líquida e gelo, convecção de cúmulos, troca de
calor sensível e latente entre a superfície e atmosfera (incluindo o papel da vegetação) e
transporte de calor no solo.
O modelo possui equações prognósticas para todas as variáveis de estado,
incluindo u, v, w, temperatura potencial, razão de mistura e função de Exner. Segundo
Piccilli (2007), o modelo utiliza a formulação de diferenças finitas de segunda ordem no
espaço e no tempo, resolvidas em forma explícita devido aos requerimentos
computacionais, sendo que os termos de advecção são colocados na forma de fluxo de
maneira tal que a massa, momento e energia sejam conservados.
O modelo BRAMS resolve numericamente as equações governantes da
evolução da atmosfera, são elas: Conservação de Momentum (Segunda Lei de Newton),
Conservação da Energia Térmica (Primeira Lei da Termodinâmica), Conservação de
Umidade e Conservação de Massa (Equação da Continuidade). Utilizando o
procedimento de Reynolds, que consiste em decompor certa variável atmosférica α(x,t)
em uma parte média
(x,t) e uma parte turbulenta α'(x,t), sendo essa decomposição de
escalas de Raynolds definida por:
(2.1)
Desta forma a evolução da atmosfera é representada por um novo conjunto
de equações, que são expressas em termos médios e turbulentos, das variáveis
atmosféricas u, v, w, π', θ
il
, r
n
, que são especificados a seguir.
As equações prognósticas do modelo BRAMS são descritas abaixo. As
médias de Reynolds são aplicadas sobre o volume em torno do ponto de grade, sendo
omitida a notação de média (barra) apenas por simplicidade.
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Equações de Movimento:
(2.2)
(2.3)
(2.4)
As equações 2.2, 2.3 e 2.4 podem ser escritas na forma tensorial como:
(2.5)
Em que:
I Representa o Termo de Armazenamento.
II Descreve a Advecção.
III Descreve a Ação Vertical da Gravidade.
IV Descreve a Influência da Rotação da Terra (Efeito de Coriolis).
V Descreve as Forças do Gradiente de Pressão.
VI Representa a Divergência do Fluxo Turbulento.
Equação Termodinâmica
:
(2.6)
Em que θ
il
é temperatura potencial da água sólida e gelo, dado por:
(2.7)
Na forma tensorial, a equação da termodinâmica, em termos da
temperatura potencial de água líquida e gelo apresenta-se desta forma:
I
II
I
II VI V V
I
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(2.8)
Os termos I, II e VI são semelhantes aos apresentados na equação de
movimento (2.5) e os termos representados por VII, cujos índices con, rad e microf
denotam as contribuições devido ao transporte convectivo não resolvido, convergência
de radiação e parametrização de microfísica respectivamente.
Equação da Continuidade Razão de Mistura das Espécies de Água:
(2.9)
Na forma tensorial a equação 2.9 é escrita como:
(2.10)
O significado dos termos I, II, VI e VIII é semelhante ao apresentado nas
equações anteriores.
Equação da Continuidade de Massa
:
(2.11)
Na opção hidrostática do BRAMS substitui-se a equação de movimento
vertical e a equação de continuidade de massa por:
Equação Hidrostática
:
(2.12)
(2.13)
I II VI VII
I
II VII VII
I
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Onde a função de Exner é dada por:
(2.14)
2.3.5. Parametrizações Físicas Utilizadas no Modelo
Perante o avanço tecnológico observa-se uma grande progressão nas
melhorias dos programas computacionais de previsão e simulação de tempo e clima. A
necessidade do avanço desses programas é cada vez mais necessária dada à importância
de prever fenômenos meteorológicos com uma margem de acertos ainda maior que as
atuais. Entende-se que uma boa previsão numérica depende de vários fatores, dentre os
quais da parametrização utilizada no modelo (CAVALCANTI, 2001; PICCILLI, 2007;
TEICHRIEB, 2008; OLIVEIRA, 2009).
Para representar na grade dos modelos numéricos os processos que não são
explicitamente representados pelas variáveis dinâmicas e termodinâmicas nas equações
básicas (movimento, continuidade, termodinâmica, e equação de estado), faz-se
necessário incluí-las por meio de parametrizações, ou seja, os processos que ocorrem na
escala sub-grade são modelados por parametrizações.
Deste modo, necessita-se que alguns processos sejam parametrizados:
Processos que ocorrem em escalas menores do que a escala da grade, os
quais por esta razão não são claramente representados, como os processos de convecção,
fricção e turbulência na Camada Limite, e arrasto das Ondas de Gravidade. Todos
envolvem o transporte vertical de momentum e muitos também envolvem o transporte de
calor, água e traçadores (ex.: químicos, aerossóis).
Processos que contribuem para o aquecimento interno (não-adiabático), a
exemplo dos processos de transferência radiativa e precipitação. Ambos requerem a
previsão da cobertura de nuvens.
Processos que envolvem variáveis adicionais para as variáveis básicas do
modelo, por exemplo, os processos superficiais, ciclo de carbono, aerossóis, etc.
De acordo com Grell (1993) citado por Oliveira (2009) e Teichrieb (2008)
entre outros, comumente, três diferentes métodos são usados para testar esquemas de
parametrização, são eles: o teste diagnóstico, o semi-prognóstico e o prognóstico
completo.
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A alta complexidade dos modelos de prognóstico atmosférico torna árduo,
até mesmo quase impossível, isolar erros causados pela parametrização de cúmulos de
erros causados por outros componentes do modelo. Uma maneira qualitativa de
contornar esse problema é testar os esquemas diagnosticamente, observando a correlação
entre a atividade convectiva, medida em termos de precipitação pluvial, e várias
propriedades como convergência de umidade e instabilidade. No entanto, mesmo
fornecendo uma boa ajuda na identificação das relações entre os dados realistas e os
simulados pelas hipóteses de fechamento, esse tipo de teste é susceptível a influência de
outras parametrizações, como por exemplo, as parametrizações de radiação de onda
longa ou curta, esquema de difusão turbulenta, microfísica, dentre outros, no
comportamento de muitos campos atmosféricos. Para fins prognósticos, existe a
alternativa de rodar uma parametrização sobre um intervalo de tempo pré-determinado e,
posteriormente, repetir o teste com outra parametrização, ou conjunto de
parametrizações, no mesmo intervalo (Prognóstico Completo).
Os principais fenômenos parametrizados contidos no código do modelo,
que podem ser ativadas e desativadas conforme os objetivos do trabalho são os
seguintes:
Parametrização radiativa:
Os efeitos produzidos na atmosfera e no solo devido à radiação solar e
terrestre (onda curta e onda longa respectivamente), assim como a interação dessas
radiações com os diferentes constituintes da atmosfera (oxigênio, ozônio, dióxido de
carbono, vapor d’água, água liquida das nuvens, etc.), seguem duas opções de esquemas
de radiação, a proposta por Mahrer & Pielke (1977) e a descrita por Chen & Cotton
(1983).
O BRAMS possui duas opções de parametrizações de radiação para ondas
longas e duas opções para ondas curtas. Os esquemas de Mahrer & Pielke (1977), para
onda curta é mais simples e eficiente, que, avalia o espalhamento pelo oxigênio, ozônio
e dióxido de carbono de uma maneira empírica e considera a absorção pelo vapor da
água, porém não leva em conta os efeitos das nuvens ou material condensado de
nenhuma maneira, já para onda longa considera a emissão infravermelha e a absorção do
vapor de água e do dióxido de carbono, sem considerar nuvens ou material condensado
de nenhuma maneira assim, estas parametrizações têm um menor tempo computacional.
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Os esquemas de Chen & Cotton (1983) englobam a quantidade de material
condensado presente para a simulação atmosférica, é uma solução satisfatória para a
equação de transferência radiativa usando uma aproximação de emissividade. O efeito
de condensação é considerado neste esquema, portanto possui um custo computacional
mais alto.
Parametrização convectiva:
Os esquemas de convecção tratam de simular nos modelos, os efeitos que
têm na atmosfera a condensação do vapor de água e os intercâmbios produzidos pelas
fortes correntes verticais convectivas (PICCILLI, 2007; TEICHRIEB, 2008).
O problema mais complexo em mesoescala, sinótica e modelagem global,
é a parametrização de convecção. Infelizmente, os termos de convecção são uns dos
mais significantes termos de forçantes nas equações que descrevem os movimentos da
atmosfera nas grandes escalas. Além disso, o fato de não haver muitos estudos
observacionais dos efeitos da convecção sobre as grandes escalas (principalmente nas
latitudes médias), combina-se as dificuldades do problema.
Vários tipos de esquemas de parametrização de convecção têm sido
apresentados nos últimos anos. Os esquemas mais utilizados atualmente em modelos de
mesoescala são o esquema Tipo Kuo (1974), o de Arakawa & Schubert (1974) e o de
Fritsch & Chappell (1980a). Ambos os esquemas são versões modificadas,
implementadas dentro do RAMS na Universidade do Colorado (TREMBACK,1990) nas
décadas passadas.
A parametrização mais utilizada é a do Tipo Kuo com adaptações descritas
por Molinari (1985). O esquema Tipo Kuo é baseado no equilíbrio da atmosfera, na qual
a convecção atua para eliminar a instabilidade convectiva gerada nas grandes escalas.
Diversos fechamentos são usados no esquema Grell de Arakawa & Schubert (1974) para
determinar o fluxo de massa da nuvem, a fim de conhecer a localização e chegada da
convecção. Na implementação original de Grell, um dos tipos de fechamentos baseia-se
em estabilidade de equilíbrio, por meio da definição da função trabalho da nuvem.
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Parametrização microfísica:
A parametrização de microfísica no BRAMS, descrita por Walko, et al.
(1995), aplica-se a qualquer categoria de hidrometeoros, tais como: vapor, chuva, gota
de nuvem, granizo, neve, cristais de gelo, etc. São considerados os diferentes processos
microfísicos, como: colisão, nucleação, sedimentação, coalescência e conversão de uma
categoria para outra. Estes processos microfísicos são detalhados por Meyers & Cotton
(1992).
A parametrização de microfísica descreve a evolução das categorias de
hidrometeoros no tempo, os mecanismos de interação entre as mesmas e a permanente
troca de vapor e calor com a fase gasosa.
Esta parametrização garante que o usuário do modelo tenha certa
versatilidade, permitindo que o experimento numérico seja conduzido dentro de certas
restrições estabelecidas por ele. É possível, por exemplo, que o diâmetro médio de uma
das categorias de hidrometeoros seja determinado a partir de um valor padrão
encontrado no código do modelo ou sugerido pelo usuário.
Parametrização turbulenta:
A turbulência está associada ao movimento aparentemente caótico que se
manifesta de forma irregular em flutuações aleatórias na velocidade, temperatura e
concentração de escalares em torno de um valor médio (CAVALCANTI, 2001;
BARBOSA, 2007; PICCILLI, 2007; TEICHRIEB, 2008; OLIVEIRA, 2009). Na camada
limite planetária os movimentos são essencialmente turbulentos, onde a turbulência é
gerada de duas formas; mecânica devido à presença de grandes cisalhamentos
necessários para satisfazer a condição de não-deslizamento, sendo a mais pronunciada
próximo à superfície e térmica, associada ao aquecimento da superfície terrestre e
posterior transferência de calor para a atmosfera, dessa forma a energia é transferida
pelos processos convectivos e/ou de mistura, e como esses processos ocorrem em
escalas muito pequenas para serem resolvidas por modelos de mesoescala devem ser
parametrizados (BARBOSA, 2007).
No modelo BRAMS há quatro opções distintas para a parametrização dos
coeficientes de difusão turbulenta, dividida em duas classes em função da distribuição
do espaçamento de grade, horizontal ou vertical. Dentre elas, duas das quais baseadas no
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esquema de Smagorinsky (1963) que relaciona o coeficiente de mistura e a tensão no
fluido, ou a taxa de deformação, e inclui correções para a influência da frequência de
Brunt-Vaisala e o número de Richardson (CAVALCANTI, 2001; TEICHRIEB, 2008),
enquanto as outras duas opções fazem o diagnóstico do coeficiente de mistura turbulenta
pela energia cinética turbulenta, prognosticada pelo modelo. Se o espaçamento
horizontal da grade é grande em comparação ao espaçamento vertical, o esquema de
Mellor & Yamada (1974) é usado para a determinação do coeficiente de mistura
turbulento. Se o espaçamento horizontal da grade for pequeno e, portanto, os
movimentos convectivos são resolvidos, é usado o esquema de Deardorff (1980).
Para a camada superficial, é utilizada a teoria da similaridade para resolver
os processos turbulentos em que os fluxos de momentum, calor e vapor são calculados
segundo o esquema de Louis (1979). Na determinação desses fluxos, são considerados
os casos em que a superfície é água, solo sem cobertura vegetal ("solo nu") e superfície
vegetada. Para a caracterização da superfície, foi formulada uma parametrização
denominada modelo de solo e vegetação.
Parametrização solo e vegetação:
No BRAMS é possível acoplar modelos para permitir a análise da
interação atmosfera-vegetação-solo como o LEAF-3 (Land Ecosystem-Atmosphere
Feedback model) (WALKO & TREMBACK, 2001) que realiza o transporte de água na
vertical, assim como é possível mesclar vários outros modelos, para efetuas outros tipos
de cálculos, de acordo com o interesse a ser pesquisado. O acoplamento entre estes
modelos pode simultaneamente representar, tanto o transporte vertical como o horizontal
e suas interações. O transporte de água dentro do solo é relativamente lento, com um
deslocamento lateral de somente uns poucos metros por dia ou menos.
Consequentemente outros modelos representam o transporte de água em escalas muito
mais finas do que as típicas dimensões das células de grade horizontal no BRAMS.
Neste modelo, cada área da grade do BRAMS é logicamente dividida em três diferentes
classes: água, solo nu e superfície vegetada. A parametrização da camada superficial
requer informações da temperatura e umidade da superfície para as três classes. Para a
superfície de água (reservatório d'água, lago ou mar) assume-se que a temperatura da
superfície e a umidade de saturação à temperatura da água e pressão à superfície são
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constantes no tempo, mas podem variar no espaço (CAVALCANTI, 2001; BARBOSA,
2007; PICCILLI, 2007; TEICHRIEB, 2008).
Para o solo nu, o BRAMS usa um modelo de solo de múltiplas camadas
(MCCUMBER & PIELKE, 1981; citado por CAVALCANTI, 2001), no qual envolve
equações prognósticas para a temperatura e a umidade do solo. A temperatura do solo é
obtida pela equação do balanço de energia à superfície. Para simulações típicas, este
modelo é executado com cerca de sete a doze camadas, para uma profundidade de cerca
de cinco metros. Constantes específicas para cada tipo de solo fazem parte do banco de
dados do modelo BRAMS.
Em uma superfície vegetada, ou seja, uma superfície sombreada pela
vegetação, o cálculo da temperatura e da umidade do solo depende, também, da
transmissividade da camada de vegetação e da temperatura do dossel. De forma similar,
é usada a equação do balanço de energia à superfície para o cálculo da temperatura e da
umidade à superfície, levando-se em consideração os processos radiativos inerentes a
camada de vegetação (AVISSAR & PIELKE, 1989; citado por CAVALCANTI, 2001).
Parâmetros predefinidos e específicos para cada tipo de vegetação, assim como os de
solo nu, também fazem parte do banco de dados do BRAMS.
Outro método muito utilizado pelos pesquisadores é inserir dados no
modelo coletado pelo próprio usuário, dependendo do propósito a ser estudado no
modelo, como informações sobre vegetação e umidade do solo (CAVALCANTI, 2001;
BARBOSA, 2007; PICCILLI, 2007; TEICHRIEB, 2008). Outra opção seria utilizar
dados com informações de solo, vegetação, topografia, temperatura da superfície do
oceano, entre outros, disponibilizados na página do BRAMS, no endereço eletrônico
http://brams.cptec.inpe.br/input_data.shtml.
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3. MATERIAIS E MÉTODOS
3.1. Área de Estudo
A floresta amazônica (Figura 01), que de acordo com o Instituto Nacional
de Pesquisas da Amazônia (INPA) possui uma área estimada de 5,5 milhões de
quilômetros quadrados, deste total, cerca de 91,51% encontram-se em território
brasileiro e o restante está situado nos territórios da Venezuela, Colômbia, Peru, Bolívia,
Equador, Suriname, Guiana e Guiana Francesa. A Amazônia brasileira abrange os
Estados do Acre, Amapá, Amazonas, Maranhão, Mato Grosso, Pará, Rondônia, Roraima
e Tocantins, correspondendo a 61% do território brasileiro. O clima amazônico é
caracterizado por umidade elevada durante todo o ano. Valores de Umidade Relativa
(UR) de 90% e até mesmo 99% são frequentemente encontrados e, em certas regiões
essas taxas de UR elevadas estão associadas à temperatura de 30ºC a 35ºC, o que sugere
uma quantidade considerável de água por metro cúbico de ar, típica de floresta tropical.
A temperatura média anual é de 28ºC e as temperaturas extremas oscilam entre 14ºC e
42ºC. As chuvas são bastante abundantes e variadas (entre 3500 e 6000mm/ano) e, em
certos períodos, a precipitação pluviométrica pode ser de tal ordem que o escoamento
natural não é capaz de impedir o acúmulo de consideráveis volumes de água,
provocando enchentes em alguns rios e inundando vastas regiões, promovendo a
fertilização da terra.
A Amazônia é considerada a área de maior extensão de floresta tropical do
mundo, representando 40% do total ainda existente do planeta. Conceituada como a
maior floresta tropical úmida do mundo, a mais extensa rede fluvial do planeta e com o
maior volume de água doce disponível na Terra, a Amazônia presta valiosos serviços
ambientais ao regular a quantidade de gás carbônico na atmosfera e governar a
distribuição de chuvas em quase metade da América Latina. Localizada à altura do
Equador, a Amazônia tem clima quente e úmido. Normalmente as estações do ano são
divididas em inverno no período chuvoso e verão quando a precipitação é menor.
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Figura 01. Visão geral da Floresta Amazônica. Fonte: Basin Map e Google Earth
3.2. Dados
Os dados observados utilizados no estudo foram obtidos através de
radiossondagens do modelo Vaissala RS-8015 (Digicora-II) realizadas nos aeroportos
das cidades de Porto Velho e de Vilhena no Estado de Rondônia localizadas nas
latitudes de 8,76ºS e 12,7ºS e longitudes de 63,91ºW e 60,1ºW respectivamente, obtidos
através da Universidade de Wyoming – Estados Unidos da América (Department of
Atmospheric Science) no site http://www.weather.uwyo.edu/upperair/sounding.html
e
que se encontra em intervalos de 24 horas, sempre lançadas às 12:00 UTC (Universal
Time Coordinated – para o Estado de Rondônia a hora local = UTC – 4h), serviram de
auxilio para a padronização e ajuste do modelo usado na simulação numérica, os
mesmos também foram utilizados para a análise das condições termodinâmicas durante
os eventos estudados. Estas radiossondagens possuem informações em níveis de pressão
(hPa), altitude (m), temperatura (ºC), temperatura do ponto de orvalho (ºC), umidade
relativa (%), razão de mistura (g/kg), direção do vento (º), velocidade do vento (kt),
desde a superfície até altos níveis da atmosfera, cerca de 20hPa.
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O período dos dados de radiossondagens varia de acordo com o evento
simulado, de 15 a 24 de junho de 2001, de 21 a 30 de maio de 2006 e de 21 a 30 de maio
de 2007, período estes em que houve a ocorrência de friagens no sul da Amazônia.
Imagens do satélite GOES-10 (Geostationary Operational Environmental
Satellites) da NOAA (National Oceanic and Atmospheric Administration) obtidas no site
do CPTEC/INPE http://satelite.cptec.inpe.br/acervo/goes_anteriores.jsp para o evento de
maio de 2007 e imagens do satélite Terra (MODIS- Moderate Resolution Imaging
Spectroradiometer) do projeto Aqua da NASA (National Aeronautics and Space
Administration), para o evento de maio de 2006, acessadas através do endereço
eletrônico http://satelite.cptec.inpe.br/acervo/modis_anteriores.jsp foram utilizadas para
as análises sinóticas dos eventos em estudo, juntamente com os boletins Climanálises do
CPTEC/INPE obtidos no site http://www6.cptec.inpe.br/revclima/boletim/
para os
períodos dos eventos ocorridos em junho de 2001, maio de 2006 e maio de 2007.
Dados de PCDs (Plataforma de Coleta de Dados) disponíveis no site do
CPTEC/INPE com endereço eletrônico http://satelite.cptec.inpe.br/PCD/
serviram de
auxilio para a comparação, padronização e ajuste do modelo usado na simulação
numérica para os eventos em estudo.
Os dados de re-análises do projeto NCEP/NCAR de temperatura do ar,
umidade relativa, geopotencial e direção e velocidade do vento horizontal, todos em
níveis de pressão, foram utilizados para criar os dados de entrada no modelo, obtidos no
site http://www.esrl.noaa.gov/psd/data/gridded/data.ncep.reanalysis.pressure.html. São
informações de re-análises em intervalos de 6 em 6 horas que possuem subsídios de todo
o globo terrestre com uma grade global de 2,5 x 2,5 graus de espaçamento entre as
informações, abrangendo uma área compreendida entre 0,0ºE a 357,5ºE de longitude e
90ºN a 90ºS de latitude, com 17 níveis de pressão iniciando em 1000hPa e término em
10hPa, com exceção aos dados de umidade relativa que possuem informações até o nível
de 300hPa.
3.3. Estudo dos Parâmetros Termodinâmicos
Com os dados das radiossondagens foram efetuados os cálculos dos
parâmetros termodinâmicos, utilizando as equações propostas por Betts (1974) e
modificadas por Bolton (1980), para a devida análise da variação temporal dos seguintes
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parâmetros termodinâmicos; razão de mistura (r), temperatura potencial (θ), temperatura
potencial equivalente (θ
e
), temperatura potencial equivalente saturada (θ
es
) e as
componentes zonal (u) e meridional (v) do vento. Estas informações ajudam a identificar
o evento em estudo, pois são os parâmetros que apresentam as maiores alterações
durante uma ocorrência de friagem.
3.3.1. Razão de Mistura (r)
Define-se como a razão entre a massa de vapor d’água e a massa do ar
seco, ou seja, a massa de vapor d’água contida em uma unidade de ar seco expressa em
g/kg, calculada através da seguinte equação:
(3.1)
Em que e é a pressão de vapor expressa por:
(3.2)
Em que e
s
é a pressão de vapor de saturação definida como:
Para T 0 (3.3)
Para T < 0 (3.4)
3.3.2. Temperatura Potencial (θ)
É a temperatura que uma parcela de ar teria se fosse expandida ou
comprimida adiabaticamente ao nível de 1000hPa. A equação para o cálculo deste
parâmetro conservativo é a seguinte:
(3.5)
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Em que R
d
é a constante do gás para o ar seco e C
p
é o calor específico a
pressão constante.
3.3.3. Temperatura Potencial Equivalente (θ
e
)
É a temperatura que uma amostra de ar teria se toda a sua umidade fosse
condensada por um processo pseudo-adiabático e depois essa amostra fosse trazida ao
seu nível de origem por um processo adiabático seco, ou seja, é a temperatura que uma
parcela de ar teria se todo vapor d’água fosse condensado isobaricamente
adiabaticamente e depois esse vapor condensado fosse retirado da parcela, onde parte
desse calor latente liberado é usada para aquecer a parcela. Esta equação é dada por:
(3.6)
T
L
é a temperatura ao Nível de Condensação por Levantamento (NCL)
expressa por:
(3.7)
Entende-se como NCL a altura onde a parcela de ar torna-se saturada,
quando elevada adiabaticamente, a partir do qual pode haver formação de nuvens, esta
expressão é definida como:
(3.8)
3.3.4. Temperatura Potencial Equivalente Saturada (θ
es
)
É a temperatura potencial alcançada por uma parcela de ar saturada se
todo o vapor d’água disponível desta parcela de ar fosse condensado e removido do
sistema. Esta equação é denotada como:
(3.9)
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r
s
é a pressão de vapor de saturação, definida como:
(3.10)
3.3.5. Vento Zonal e Meridional
Com a velocidade e a direção do vendo sendo informadas diretamente nos
dados de radiossondagens em Nós (kt) e Graus Inteiros (deg) respectivamente, a
decomposição do vento em suas componentes zonal e meridional foram obtidas através
das seguintes equações:
(3.11)
(3.12)
Em que α é a direção do vento a partir do norte geográfico em graus
inteiros e V é velocidade do vento em nós.
Denota-se que se u for positivo (negativo), o vento é predominante de
Oeste (Leste), consequentemente, quando v for positivo (negativo), a predominância de
vento será de Sul (Norte).
3.3.6. Índice de Estabilidade (Instabilidade) Atmosférica
Para analisar a estabilidade da atmosfera, foi utilizado uma metodologia
empregado nos trabalhos de Mota (2004) Souza (2007), Silva (2008) e Vilhena (2008),
onde se verifica o perfil vertical da diferença entre a temperatura potencial equivalente
(θ
e
) da superfície e a temperatura potencial equivalente saturada (θ
es
) do perfil
atmosférico, como visto no gráfico da Figura 02. Através deste gráfico é possível
verificar também a estabilidade potencial da atmosfera e, por conseguinte a
possibilidade de formação de nuvens precipitantes. A partir dos perfis de temperatura
potencial (θ), temperatura potencial Equivalente (θ
e
) da superfície e temperatura
potencial Equivalente Saturada (θ
es
), constrói-se uma reta de θ
e
constante que se estende
desde a superfície até o final da sondagem, observando o perfil vertical de θ
es
verifica-se
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um nível cujo a curva de θ
es
intercepta a reta de θ
e
, denota-se como a altura da base de
formação de nuvens conhecida na literatura como Nível de Condensação Por
Levantamento (NCL), ou Nível de Convecção Livre. Verifica-se que o perfil de θ
es
intercepta pela segunda vez o perfil constante de θ
e
, considera-se neste ponto o Nível de
Equilíbrio da parcela (NE), também denominado como o topo da nuvem e a partir deste
nível a temperatura da parcela do ar volta a ser menor que a do ambiente.
Ao efetuar a subtração dos valores de θ
e
da superfície com os de θ
es
em
cada nível da atmosfera observamos as áreas positivas e negativas da sondagem. Quando
o valor calculado for negativo, a área compreendida entre θ
e
constante e θ
es
é
denominada de CINE (Energia de Inibição da Convecção), a qual é proporcional a
quantidade de energia cinética que deve ser fornecida para deslocar verticalmente e
adiabaticamente uma parcela de ar, ou seja, a situação é denominada como estabilidade
condicional. Quando o valor verificado entre os perfis de θ
e
e θ
es
for positivo é
considerada como Energia Potencial Convectiva Disponível (CAPE) para a convecção.
Isto significa que a pseudo-adiabática do deslocamento da parcela de ar está mais quente
que o ambiente, ou seja, a situação é considerada como instabilidade condicional.
Então, a área entre a pseudo-adiabática e a sondagem é proporcional a quantidade de
energia cinética que a parcela ganha do meio ambiente. Logo a CAPE pode ser usada
para verificar as condições de instabilidade e estabilidade da atmosfera.
Figura 02. Áreas de estabilidade e instabilidade da radiossondagem em Vilhena – RO
no dia 16/06/2001 às 12:00 UTC
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3.4. Simulações Numéricas
As simulações numéricas foram executadas utilizando-se o modelo
BRAMS (Brazilian Development on the Regional Atmospheric Modeling System), com
o intuito de avaliar a estrutura termodinâmica, fazendo simulações nos períodos de 21 a
29 de maio de 2007, 21 a 29 de maio de 2006 e 15 a 23 de junho de 2001, cuja área de
estudo cobre a região sul da Amazônia (Figura 03).
Para iniciar o modelo BRAMS foram utilizados dados de re-análises do
NCEP/NCAR de temperatura do ar, umidade relativa, geopotencial, e direção e
velocidade do vento em suas componentes zonal e meridional, entretanto, estes dados
precisam ser tratados para que o BRAMS possa fazer a leitura dos arquivos e, para tal,
utiliza-se um “Script” (um arquivo com linhas de comandos) no programa GRADS de
tal modo que os arquivos do NCEP/NCAR sejam adequados para o experimento
desejado, criando assim, os arquivos do tipo DP que são usados como dados de
entrada no modelo BRAMS.
Figura 03. Grade utilizada na simulação numérica (área colorida)
A área estudada está compreendida entre as longitudes de 47ºW a 80ºW e
as latitudes de 0º a 18ºS. O ponto central da grade está localizado na longitude de
63,8ºW, latitude de 8,9ºS e altitude de 102m, nas proximidades da cidade de Porto
Velho-RO, possuindo duas grades distintas, a primeira grande área (parte colorida da
Figura 03) com 115 pontos na direção x e 65 pontos na direção y, com espaçamento de
30km de cada ponto de grade correspondendo a uma área retangular superior a 6,7
milhões de quilômetros quadrados. A segunda grade (situada entre os limites do
retângulo pequeno na Figura 03) aninhada à primeira grade possui 230 pontos na direção
x e 130 pontos na direção y, com espaçamento de ¼ da grade principal, ou seja, 7,5km
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de cada ponto de grade correspondendo em um total de aproximadamente 1,68 milhões
de quilômetros quadrados. A frequencia das análises feitas pelo modelo foram
padronizadas para intervalos horários e com as duas grades possuindo 17 níveis de
pressão que variam desde a superfície, até o nível de 200hPa.
As informações de topografia provêm do próprio modelo localizado na
pasta do BRAMS e possui informações de superfície em uma grade de 10km. As
informações de Temperatura da Superfície do Mar (TSM) foram inseridas com dados
disponíveis na página do BRAMS, com informações semanais de TSM para cada evento
simulado, possuindo uma grade de 1x1 grau. Os dados contendo as informações de
vegetação estão localizados no próprio modelo com resolução de 1km, para a
Amazônia, os dados foram atualizados pelo INPE. As informações de textura do solo
foram inseridas com dados disponíveis na página do BRAMS e foram atualizadas pelo
INPE.
Os arquivos contendo informações de umidade do solo foram obtidos na
página do BRAMS e inseridos no modelo para cada evento distinto, sendo ativada a
opção para o tipo de solo heterogêneo. Esses arquivos possuem uma estimativa da
umidade do solo para inicialização de modelos de previsão do tempo e contêm a
estrutura espacial da umidade do solo em oito camadas de solo em termos de umidade. O
modelo de umidade do solo é capaz de reproduzir de forma coerente os padrões
esperados ao longo das estações na América do Sul, com um ajuste satisfatório sobre a
variabilidade no tempo. Para o evento ocorrido em 2001 a resolução da grade dos dados
está em 1x1 grau, enquanto que para os eventos de 2006 e 2007, esta resolução aumenta
para 0,25 x 0,25 graus.
A parametrização utilizada para resolver os efeitos da radiação foi a do
tipo Chen, para resolver os efeitos da convecção, ou parametrização de Cúmulos, foi
utilizado a do tipo Grell-GR, para os esquemas numéricos a opção de
klemp/wilhelmson foi ativada.
Foram realizadas várias simulações até que se encontrasse a
parametrização adequada para que os eventos de friagens fossem identificados e
analisados com informações horárias, estes resultados são apresentados no capítulo
quatro.
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3.5. Eventos Analisados
3.5.1. Condição Sinótica no Período de Maio de 2007
No mês de maio de 2007 os centros meteorológicos do Brasil enfatizaram
as incursões de massas de ar frio com acentuada queda de temperatura no sul do País e
ocorrência de geada e neve nas serras gaúcha e catarinense. Na Região Norte, a
passagem desses sistemas frontais provoca alterações na climatologia da atmosfera da
região amazônica, principalmente na umidade do ar, na velocidade e direção do vento e
na temperatura do ar. Estas incursões podem perpetuar por cerca de dois a quatro dias,
em certos casos, podem influenciar durante seis dias, dependendo da velocidade e
intensidade do sistema, que variam de evento para evento.
Durante este período, as precipitações mais significativas foram
observadas ao norte da região em estudo, com registros que ultrapassam 400mm/mês no
Estado do Amazonas e com menores quantidades ao sul da região amazônica, em sua
maioria, no Estado de Mato Grosso, cujo os registros de precipitação estão abaixo de
50mm/mês. Através do gráfico da Figura 04 observa-se que a distribuição da
precipitação é bastante irregular, variando cerca de 400mm/mês de norte a sul da
Amazônia.
A temperatura máxima esteve elevada no Estado do Mato Grosso, onde as
chuvas são mais escassas nesta época do ano. A entrada de intensas massas de ar frio
causou a diminuição das temperaturas máximas no sudoeste da Região Norte, onde
ocorreram dois episódios de friagem.
Figura 04. Precipitação total (mm) para maio de 2007. Fonte: INPE – INMET
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Figura 05. Imagens do satélite Goes-10 (colorida) às 12:00 UTC nos dias 23, 24, 25 e
26 de maio de 2007. Fonte: CPTEC/INPE
De acordo com as análises do INPE no dia 24 de maio de 2007 uma massa
de ar frio continental atingiu o sul da Região Amazônica, onde ocorreu um episódio de
friagem que perpetuou por três dias. Através das imagens de satélites Goes-10 (Figura
05) é possível identificar a massa de ar frio que causou o evento de friagem na região,
observa-se que a massa provoca aumento da nebulosidade ao entrar em contato com o ar
mais quente localizado sobre a Amazônia devido aos movimentos ascendentes do ar e
assim, provocando precipitações na zona de fronteira entre a massa de ar frio e seco e a
massa de ar quente e úmido. Verifica-se que a massa de ar frio inibiu a formação de
nuvens enquanto esteve atuante sobre a região sul da Amazônia.
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3.5.2. Condição Sinótica no Período de Maio de 2006
No mês de maio de 2006 os centros meteorológicos do Brasil detectaram
que cinco massas de ar frio e seco ingressaram no País, das quais três destas provocaram
a ocorrência de friagens no sul da Amazônia. A passagem desses sistemas frontais
provocou alterações no padrão termodinâmico da atmosfera da região amazônica. Para
os centros meteorológicos, em média, no mês de maio ocorrem de dois a quatro eventos
de friagens e que neste mês se dá o início de eventos de friagens na região sul da
Amazônia. O evento estudado neste mês ocorreu entre os dias 22 e 26.
Durante o período as precipitações estiveram acima da média na região
norte da Amazônia, principalmente em grande parte do Pará, em algumas áreas no
nordeste do Amazonas, segundo os centros meteorológicos, devido à influência da
ZCIT, que estava em sua posição mais ao sul, e por linhas de instabilidade que se
deslocam para o interior do continente. No extremo sul de Rondônia a atividade
convectiva estava acima da média (Figura 06), enquanto que no Mato Grosso a atividade
convectiva foi baixa durante quase todo o mês e somente no período de 20 a 23 de maio
a atuação de um sistema frontal favoreceu a ocorrência de chuvas, principalmente no
extremo oeste do Estado.
Figura 06. Precipitação total (mm) para maio de 2006. Fonte: INPE – INMET
Nos Estados do Acre e Rondônia a temperatura média para o mês de maio
esteve abaixo da média climatológica, principalmente no sul de Rondônia, no norte da
Amazônia as temperaturas registradas estavam dentro da média climatológica para a
região, com valores em torno de 30ºC e alta umidade relativa do ar.
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De acordo com as análises do INPE no dia 20 de maio de 2006 uma massa
de ar frio continental atingiu o sul da Região Norte, onde ocorreu um episódio de
friagem que perpetuou por dois dias. Através das imagens de satélites Aqua/Terra
(Figura 07) é possível identificar a massa de ar frio e seco que causou o evento de
friagem na região. Observa-se que a massa provoca aumento da atividade convectiva ao
entrar em contato com o ar mais quente localizado sobre a Amazônia devido aos
movimentos ascendentes do ar e assim, provocando uma extensa faixa de nebulosidade
que se prolonga desde o Estado do Acre até a Região Sul do Brasil, causando
precipitações no decorrer desta faixa de nebulosidade. Verifica-se que a massa de ar frio
inibiu a formação de nuvens enquanto esteve atuante sobre a região sul da Amazônia. É
importante salientar que a massa de ar frio e seco teve seu desenvolvimento lento e que
sua intensidade varia de fraca a moderada.
Figura 07. Imagens do satélite Aqua/Terra (canais 1,3 e 4) nos dias 22, 23, 24, e 25 de
maio de 2006. Fonte: CPTEC/INPE
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3.5.3. Condição Sinótica no Período de Junho de 2001
No mês de junho de 2001 os centros meteorológicos do Brasil detectaram
que cinco massas de ar frio e seco ingressaram no País, sendo duas continentais e três
oceânicas, das quais, as duas massas de ar continentais provocaram a ocorrência de
friagem no sul da Amazônia. De acordo com os centros meteorológicos do Brasil, no dia
16, uma massa de ar frio continental ingressou no oeste do Rio Grande do Sul,
estendendo-se para as Regiões Centro-Oeste e sul da Região Norte, causando a friagem.
Esta massa de ar frio e seco, que proporcionou o declínio acentuado da temperatura nos
Estados do Acre, Rondônia, Amazonas e Roraima, manteve-se atuante até o dia 22.
Verificou-se forte declínio de temperatura nas Regiões Norte e Centro-Oeste e a
ocorrência de geadas no sul do Mato Grosso do Sul.
Figura 08. Precipitação total (mm) para junho de 2001. Fonte: INPE – INMET
Em junho de 2001, com a chegada do inverno, foi observada uma
diminuição da atividade convectiva em todo o Brasil Central. No Estado do Mato
Grosso, as precipitações ficaram abaixo de 25mm mensais na maior parte do Estado,
assim como no extremo sul de Rondônia (Figura 08). Em praticamente toda a região sul
da Amazônia as precipitações registradas ficaram abaixo dos 100mm/mês, na região
central da Amazônia, os registros oscilaram entre 250 e 100mm mensais, enquanto que
na parte norte da floresta houveram os maiores registros de chuvas, estando entre 250 e
350mm/mês . Os maiores registros de precipitações se localizam ao extremo Norte do
País, no estado do Amapá.
Com relação à temperatura, no extremo sul do Estado do Acre e sudoeste
do Estado de Rondônia, a máxima registrada no mês não superou 28ºC, No sul do
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Amazonas, entre os dias 19 e 20, a temperatura mínima diminuiu 5,0ºC. Em Rondônia,
na localidade de Vilhena, a temperatura mínima registrada no dia 17 foi igual a 20,5ºC,
declinando no dia seguinte para 9,0ºC. Neste período dá-se início à estação do inverno
no Hemisfério Sul, é quando o número de ocorrências de friagens aumenta devido ao
maior numero de massas de ar frio e seco penetrando no continente.
De acordo com as análises do INPE no dia 16 de junho uma massa de ar
continental frio e seco proporcionou o evento de friagem que perpetuou por pelo menos
cinco dias, diminuindo consideravelmente as temperaturas da região sul da Amazônia.
Considerado como um evento de forte intensidade, esta friagem provocou uma secagem
significativa na atmosfera e inibindo a formação de nuvens convectivas devido à forte
estabilidade condicional induzida por esta massa de ar continental frio e seco.
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4. RESULTADOS
Os resultados obtidos neste trabalho foram decompostos em três partes, as
quais correspondem ao evento ocorrido primeiramente em maio de 2007, em maio de
2006 e por fim, o evento ocorrido em junho de 2001. Os três eventos são distintos e suas
diferenças e analogias são apresentadas neste capítulo.
Na análise observacional do evento de 2007, as radiossondagens das
cidades de Porto Velho e Vilhena no Estado de Rondônia foram ressaltadas, enquanto
que para o evento ocorrido em maio de 2006, apenas a atmosfera da cidade de Porto
Velho foi observada, devido à falta de radiossondagens na cidade de Vilhena e por fim,
para o evento de 2001, apenas a cidade de Vilhena possuía radiossondagens, entretanto,
a modelagem atmosférica foi executada com as mesmas parametrizações para todos os
eventos (descritas no item 3.4), pois assim, é possível avaliar se a simulação efetuada
serviria para complementar informação de lugares onde existe falha nos dados e, ou,
com falta de informações.
4.1. Evento de Maio de 2007
4.1.1. Análise Observacional
Ao analisar a evolução temporal dos parâmetros termodinâmicos
calculados com dados de radiossondagens realizadas nos aeroportos das cidades de Porto
Velho e Vilhena no Estado de Rondônia, durante o período de 21 a 29 de maio de 2007,
é possível verificar que a temperatura potencial sofreu alterações significativas a partir
do dia 23 da ordem de mais de 6K em superfície, esta alteração perpetuou até o dia 26,
indicando uma alteração do perfil vertical atmosférico devido à inserção de massa de ar
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frio nas regiões. Através do gráfico da Figura 09, é possível notar que as cidades estão
localizadas em altitudes diferentes e que a temperatura potencial sofreu alterações até
próximo ao nível de 850hPa, retornando gradativamente às suas características durante o
decorrer dos dias.
Figura 09. Variação temporal diária da temperatura potencial (θ) nas cidades de Porto
Velho e Vilhena no Estado de Rondônia em maio de 2007
Figura 10. Variação temporal diária da razão de mistura (r) nas cidades de Porto Velho
e Vilhena em maio de 2007
A razão de mistura apresenta queda de aproximadamente 9g/kg do dia 23
para o dia 24 de maio, uma diminuição significativa característica de influência de
massa de ar frio. É possível perceber que antes da influência da massa de ar este
parâmetro encontra-se bastante elevado, da ordem de 19g/kg próximo a superfície da
cidade de Porto Velho e de 16g/kg próximo a superfície da cidade de Vilhena, esta
diferença é dada principalmente devido à altitude das cidades, da ordem de 510m de
diferença de uma cidade para a outra. Este parâmetro se destaca por apresentar valores
de atmosfera seca que se verifica desde a superfície até os níveis mais elevados da
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atmosfera, onde se pode destacar a cidade de Vilhena, cujo núcleo extremamente seco
formado devido a massa de ar frio e seco chega a registrar 5g/kg ao nível de 900hPa,
valores desta magnitude são observados apenas próximos dos níveis de 700hPa. Através
do gráfico da Figura 10 é possível observar que a atmosfera permanece seca por um
período de três dias, até voltar gradativamente a apresentar as características habituais
da atmosfera local, com altos valores deste parâmetro termodinâmico.
Figura 11. Variação temporal diária das componentes zonal (u) e meridional (v) do
vento nas cidades de Porto Velho e Vilhena em maio de 2007
Ao observar o desenvolvimento da variação do vento nas cidades, é
possível constatar uma variação significativa na direção e velocidade do vento desde a
superfície ao nível de 850hPa. Através da Figura 11, na qual temos o gráfico da variação
do vento em suas componentes zonal e meridional, observa-se que antes do dia 23, a
direção predominante do vento na cidade de Vilhena modifica levemente em baixos
níveis, em certo momento sendo de Norte e em outros momentos sendo de Noroeste e na
cidade de Porto Velho a predominância é de Norte com velocidades que ultrapassam
8m/s. Estes valores são alterados após a influência da massa de ar frio, mudando a
direção do vento observado como sendo de Sudeste, registrando valores próximos a
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21m/s na cidade de Vilhena e de 15m/s na cidade de Porto Velho. Estes núcleos de
ventos permanecem ativos durante três dias e, a partir do dia 26 de maio, retornam a
apresentar as características observadas antes da influência da massa de ar frio.
A verificação do índice de estabilidade e instabilidade condicional da
atmosfera é um dos parâmetros mais significativos para se identificar a influência de
uma massa de ar frio e seco na estrutura termodinâmica da atmosfera no sul da
Amazônia, por descrever com extremo detalhe o comportamento da atmosfera. Este
parâmetro é obtido através da diferença entre a temperatura potencial equivalente (θ
e
) da
superfície e o perfil vertical da temperatura potencial equivalente saturada (θ
es
), onde as
áreas negativas (positivas) indicam que a atmosfera encontra-se condicionalmente
estável (instável). É possível observar através do gráfico da Figura 12 que a atmosfera
das cidades encontra-se condicionalmente instável durante os dias que antecedem o
evento de friagem e que após ocorrência deste evento, os parâmetros apresentados
indicam que a atmosfera encontra-se condicionalmente estável, desde os níveis mais
baixos até a alta atmosfera. A partir do dia 26, a estabilidade condicional da atmosfera
deixa de ser predominante e começa a apresentar características de uma atmosfera
condicionalmente instável.
Figura 12. Variação temporal diária do índice de instabilidade (estabilidade)
atmosférica nas cidades de Porto Velho e Vilhena em maio de 2007
Ressalta-se ainda que através deste parâmetro seja possível identificar a
intensidade da influencia da massa de ar frio nas localidades onde a mesma atua,
observando o valor da diferença calculada e o gradiente das isolinhas no gráfico plotado.
Através dos gráficos da Figura 12 pode-se observar que na cidade de Vilhena a
influência da massa de ar frio foi mais intensa, devido a grande diferença de θ
e
(constante) e θ
es
(perfil vertical), que na cidade de Vilhena alcançou valores de -42K, o
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que significa alta estabilidade condicional. Observa-se também que o sistema atuou com
maior velocidade de deslocamento na cidade de Vilhena, devido ao gradiente das
isolinhas serem maior (isolinhas muito próximas), isto ocorre porque a massa de ar
perde as suas características conforme se desloca para as latitudes mais baixas.
4.1.2. Análise Numérica
Ao analisar os gráficos gerados com o auxílio da modelagem numérica das
cidades de Porto Velho e Vilhena no estado de Rondônia durante o período de 21 a 29
de maio de 2007 (Figura 13), é possível notar que o modelo corrobora com a análise
observacional, pois apresentou uma alteração na temperatura potencial próximo a
superfície a partir do dia 24 com uma margem de erro de 1%, cuja mesma (alteração) foi
causada pela interferência da massa de ar frio na atmosfera das cidades. Observa-se
ainda que o modelo conseguiu reproduzir os ciclos diurnos deste parâmetro
termodinâmico, distinguindo o ar potencialmente mais frio durante o período da noite e
consequentemente aquecendo durante o período diurno, sendo que esta configuração é
alterada entre os dias 24 e 26, onde é possível identificar que o ar permaneceu
potencialmente mais frio nos níveis próximos a superfície. Após o dia 26 é possível
perceber que a configurarão do ciclo diurno observado antes da influência da massa de
ar frio retorna gradativamente a ser característico da atmosfera das cidades.
Figura 13. Variação temporal horária da temperatura potencial (θ) nas cidades de Porto
Velho e Vilhena em maio de 2007
Observando a o gráfico da Figura 14, onde temos a variação temporal
horária da razão de mistura, é possível notar que este parâmetro é bastante alterado na
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cidade de Vilhena pouco antes das 00:00 UTC do dia 24 o que indica que a influência da
massa de ar frio e seco teve inicio no começo da noite do dia 23 e provocou uma queda
na razão de mistura de aproximadamente 7g/kg em menos de 12 horas, esta influência
pode ser notada desde a superfície até próximo ao nível de 750hPa. Já na cidade de
Porto Velho a diminuição deste parâmetro termodinâmico sucedeu de uma maneira mais
branda, o que indica que a friagem atua com certas diferenças nas cidades, alterações
que podem estar relacionadas com a altitude das cidades e intensidade do sistema
juntamente com a localização geográfica das cidades. A atmosfera das cidades
permaneceu seca por um período que se estendeu por 3 dias e após a influência ter
passado, o perfil vertical retorna a apresentar valores altos deste parâmetro
termodinâmico. O modelo subestimou este parâmetro em 4%.
Figura 14. Variação temporal horária da razão de mistura (r) nas cidades de Porto Velho
e Vilhena em maio de 2007
Ao analisar a dinâmica dos movimentos do ar (Figura 15) observa-se que
os gráficos gerados pelo modelo corroboram com os gráficos dos dados de
radiossondagens em baixos níveis, onde as direções dos ventos nas cidades de Rondônia
e de Vilhena são predominantemente de Norte entre os dias 21 e 23. Esta configuração é
alterada devido à influência da massa de ar vinda do Sul, que permaneceu alterando a
configuração da direção e velocidade do vento durante os dias 24 e 25 desde os baixos
níveis até próximo o nível de 800hPa. A partir do dia 26, a atmosfera retorna a
apresentar características semelhantes às distintas anteriormente ao evento de friagem.
Observa-se que em comparação com os dados de radiossondagens, há certa
discrepância de no máximo 10% das informações conforme há diminuição dos níveis de
pressão. Existem momentos em que há diferença na velocidade e em outros, há diferença
de direção, estas diferenças podem ocorrer devido aos dados da modelagem apresentar
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valores de uma seção da coluna atmosférica que se estendem desde a superfície até os
altos níveis da atmosfera em um ponto fixo, enquanto que os dados de radiossondagens
informam valores de vários pontos da atmosfera devido ao balão meteorológico ser
levado junto com os movimentos do ar, o que não invalida as informações obtidas
através de um método ou de outro.
Figura 15. Variação temporal horária das componentes zonal (u) e meridional (v) do
vento nas cidades de Porto Velho e Vilhena em maio de 2007
Outro tipo de gráfico gerado pela modelagem atmosférica e que pode
complementar o estudo são as informações de vento em forma vetorial do perfil vertical
da atmosfera (Figura 16). É possível perceber a alteração dos vetores entre os dias 23 e
24, indicando a influência da massa de ar continental nos ventos em baixos níveis,
alterando os vetores que antes eram predominantes do quadrante N-NE para a
predominância de S-SE.
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Figura 16. Variação temporal horária do vetor vento ( =10m/s) nas cidades de Porto
Velho e Vilhena em maio de 2007
Figura 17. Variação temporal horária do índice de instabilidade (estabilidade)
atmosférica nas cidades de Porto Velho e Vilhena em maio de 2007
O índice de estabilidade atmosférica sugerida pelo modelo informa que em
baixos níveis, este parâmetro aumenta e diminui como num ciclo apenas da estabilidade
condicional, é possível identificar que no período que se estende do fim da tarde à noite,
a atmosfera em baixos níveis (CLP) encontra-se condicionalmente estável e que nos
outros períodos do dia, esta configuração se dá devido à influência das áreas florestadas
na Camada Limite Planetária, pois a região é constituída por vastas áreas de florestas
densas que podem ultrapassar 50m de altura e que influenciam consideravelmente na
estrutura da CLP. Observa-se através do gráfico da Figura 17 que esta configuração é
alterada a partir do dia 23 na cidade de Vilhena devido à influência da massa de ar
continental frio e seco atuante na região. Ressalta-se ainda que a influência da massa de
ar seja notada principalmente a partir do nível de 900hPa, aproximadamente a 1.000m de
altura, que está próximo ao topo da CLP, apresentado uma atmosfera condicionalmente
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estável durante um período de aproximadamente 3 dias e retornando gradativamente ao
estado de atmosfera condicionalmente instável após o dia 27.
É possível sugerir que a massa de ar frio e seco induziu com maior
intensidade a atmosfera da cidade de Vilhena devido ao forte gradiente das isolinhas
deste parâmetro termodinâmico no início da noite do dia 23, enquanto que na cidade de
Porto Velho o evento da friagem ocorre na manhã do dia 24, o que corrobora com os
dados das radiossondagens efetuada nas cidades.
Pode-se complementar a análise numérica através dos gráficos da Figura
18, onde temos a variação da radiação de onda longa (ROL), e precipitação acumulada
para o período de ocorrência do evento de friagem nas cidades de Porto Velho e
Vilhena.
Figura 18. Variação horária da radiação de onda longa e precipitação acumulada nas
cidades de Porto Velho e Vilhena em maio de 2007
Observa-se que no gráfico da radiação de onda longa há um decaimento
considerável desta variável a partir do momento em que ocorre a influência da massa de
ar frio e seco, chegando a registrar 390W/m² no inicio da manhã do dia 25 na cidade de
Porto Velho e 320W/m² na madrugada do dia 25 em Vilhena. Estes valores de ROL
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permanecem abaixo do normal durante o período de influencia da massa de ar frio,
retornando gradativamente a apresentar os valores normais após o evento de friagem.
O gráfico da precipitação indica que na cidade de Porto Velho ouve uma
quantidade maior deste parâmetro em um período mais estendido, enquanto que na
cidade de Vilhena a precipitação indicada pelo modelo é em menor quantidade e em um
período mais curto.
Figura 19. Diagrama de Hovmoller da temperatura potencial, razão de mistura e do
índice de instabilidade (estabilidade) atmosférica nas latitudes de 8,76ºS (à esquerda) e
12,70ºS (à direita) em maio de 2007
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Através do gráfico da Figura 19 que mostra as alterações provocadas pelo
evento de friagem nas localidades com mesmas latitudes das cidades estudadas, durante
o período de 21 a 29 de maio. É possível se ter uma idéia da dimensão da influência da
massa de ar continental frio e seco e onde a mesma provocou as maiores alterações.
Pode-se estimar através dos gráficos que a massa de ar influenciou uma área de cerca de
2.000 quilômetros de diâmetro no sentido Leste Oeste, ou seja, uma distância em linha
reta que vai desde os limites Leste do estado do Mato Grosso até próximo a Cordilheira
dos Andes no Peru, cobrindo toda a parte sul da Amazônia, onde modificou a estrutura
da atmosfera durante cerca de três dias. Nota-se tamm que o parâmetro termodinâmico
que sofreu maior alteração foi a razão de mistura.
4.2. Evento de Maio de 2006
4.2.1. Análise Observacional
Através dos gráficos gerados com os dados de radiossondagens realizados
na cidade de Porto Velho – RO (Figura 20), é possível identificar uma diminuição
significativa da temperatura potencial em baixos níveis a partir da madrugada do dia 23
e com maior intensidade no dia 24, chegando a registrar um valor de 292,4K para este
parâmetro termodinâmico, uma diferença de aproximadamente 6K do dia 22 para o dia
24. Os valores registrados retornam a apresentar aumento gradual da temperatura
potencial até apresentar os valores característicos do inicio dos dados.
Figura 20. Variação temporal diária da temperatura potencial (θ) na cidade de Porto
Velho em maio de 2006
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Ressalta-se ainda que este parâmetro não sofre alterações significativas em
altos níveis, conservando a sua estrutura a partir do nível de 850hPa (aproximadamente
1500m de altura) ou seja, próximo ao topo da CLP.
Analisando o gráfico da Figura 21 onde se observa a variação temporal da
razão de mistura, é possível verificar que houve queda deste parâmetro termodinâmico a
partir do dia 23, registrando valores mínimos entre os dias 24 e 25 da ordem de 14g/kg
em superfície e regressando a valores considerados altos deste parâmetro, da ordem de
19g/kg nos dias correntes. Observa-se que a razão de mistura na CLP é claramente
alterada durante a permanência do evento, indicando a resposta dos níveis baixos da
atmosfera à ocorrência de friagem, enquanto que os níveis mais elevados da atmosfera
não sofrem influência quando este evento está atuante.
Figura 21. Variação temporal diária da razão de mistura (r) na cidade de Porto Velho
em maio de 2006
Figura 22. Variação temporal diária das componentes zonal (u) e meridional (v) do
vento na cidade de Porto Velho em maio de 2006
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É possível observar através do gráfico da Figura 22 que os ventos sofrem
poucas mudanças, mas não descartáveis, quando ocorre a passagem da friagem,
mostrando que a massa de ar frio e seco deslocava-se lentamente. Observa-se que o
quadrante mudou de N-NE para S-SE durante o dia 22, nos baixos níveis da atmosfera.
Observa-se que entre os dias 23 e 25 na atmosfera livre, cerca de 200hPa, os ventos
possuem sentido inverso, principalmente os ventos meridionais, corroborando com a
continuidade de massa (célula de Hadley), atingindo cerca de 16m/s vindos de Norte,
enquanto que em baixos níveis a predominância dos ventos é de S-SE com velocidade
em torno de 8m/s. Estas configurações não são observadas a partir do momento em que a
massa de ar frio e seco deixa de influenciar a região, o que ocorre a partir do dia 27 de
maio.
Analisando o gráfico do índice de instabilidade atmosférica (Figura 23), é
possível notar que este parâmetro não provoca alterações significativas em baixos
níveis, ou seja, sua atuação se dá de forma mais abrangente na atmosfera livre do que na
CLP. Verifica-se que este parâmetro indica que a atmosfera livre da cidade de Porto
Velho permaneceu condicionalmente estável durante cerca de três dias, o que inibe a
atividade convectiva e sucessivamente a formação de nuvens. Verifica-se que antes da
ocorrência da friagem, a atmosfera encontrava-se condicionalmente instável, o que
favorece a atividade convectiva na região em estudo, esta configuração pode ser
observada a partir do dia 26, quando a atmosfera livre da cidade retorna a condição de
instabilidade condicional, favorecendo assim a atividade convectiva e formação de
nuvens precipitantes. Através do gradiente das isolinhas do índice de instabilidade é
possível salientar que o evento ocorreu de maneira branda e com intensidade variando
de fraca a moderada na região.
Figura 23. Variação temporal diária do índice de instabilidade (estabilidade)
atmosférica na cidade de Porto Velho em maio de 2006
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4.2.2. Análise Numérica
Ao analisar os gráficos gerados com o auxílio da modelagem numérica da
cidade de Porto Velho no estado de Rondônia durante o período de 21 a 29 de maio de
2006 (Figura 24), é possível observar que o modelo simula bem o evento de friagem
ocorrido neste período. Observa-se uma variação acentuada da temperatura potencial
durante o evento de friagem que, de acordo com o modelo, modificou a atmosfera da
cidade de Porto Velho no término do dia 22, onde se nota uma pequena variação deste
parâmetro termodinâmico. No decorrer dos dias a temperatura potencial permaneceu
baixa na CLP, apresentando ciclos devido ao aquecimento diurno, aumentando
gradativamente conforme o evento se extingue. O modelo superestima as informações
das radiossondagens em ate 3% nesta simulação para este parâmetro termodinâmico.
Figura 24. Variação temporal horária da temperatura potencial (θ) nas cidades de Porto
Velho e Vilhena em maio de 2006
Através da modelagem, foi possível confeccionar o gráfico da temperatura
potencial na cidade de Vilhena (Figura 24), onde não se possui informações de
radiossondagens para o período estudado, entretanto, o modelo identifica a ação da
massa de ar frio e seco a partir do dia 22, quando θ diminui em superfície e só volta aos
valores característicos de região tropical após a passagem da influência da massa de ar
frio e seco. O modelo informa ainda que não houve alterações significativas deste
parâmetro convectivo na atmosfera livre, apenas na CLP.
A razão de mistura também apresentou alterações significativas apenas na
CLP, com decréscimos de aproximadamente 7g/kg ocorridos devido à influência da
massa de ar seco. O modelo mostra que esta influência se desfez de uma forma branda,
pois após o evento de friagem, a atmosfera das cidades permaneceu com valores
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considerados característicos na região, da ordem de 18g/kg nos níveis próximos a
superfície na cidade de Porto Velho (Figura 25), subestimando os dados de
radiossondagem em ate 3%. A atmosfera da cidade de Vilhena foi a que sofreu mais
alterações deste parâmetro convectivo, apresentando um valor de aproximadamente
10g/kg nos níveis próximos a superfície, que, na cidade, encontra-se próximo à isolinha
de 950hPa, enquanto que a superfície da cidade de Porto Velho localiza-se próximo ao
nível de 1000hPa.
Estas informações sobre a atmosfera da cidade de Vilhena podem ser
aceitáveis devido ao modelo responder bem a simulação feita para a região amazônica,
levando-se em conta a verificação dos dados reais das PCDs e os dados de
radiossondagens da cidade de Porto Velho, assim como as análises feitas pelos centros
meteorológicos.
Figura 25. Variação temporal horária da razão de mistura (r) nas cidades de Porto Velho
e Vilhena em maio de 2006
A configuração dos ventos apresentada pelo modelo meteorológico denota
com extremo detalhe o desenvolvimento da velocidade e direção dos ventos durante a
influência da massa de ar seco e frio na estrutura da atmosfera das cidades (Figura 26).
É possível verificar um ciclo diário entre o nível do topo da CLP e o nível de 600hPa, se
expandindo para os níveis mais elevados no decorrer dos dias. Este ciclo tem início no
fim da tarde, com valores que tendem à calmaria em alguns dias, aumentando a
velocidade com o passar das horas, atingindo valores máximos próximo ao início da
madrugada. Nos níveis superficiais observa-se a mudança da direção do vento antes da
influência da massa de ar frio, do quadrante N-NE para ventos de S-SE na cidade de
Porto Velho, já na cidade de Vilhena o vento tem predominância de S-SE e é
intensificado quando ocorre a influência da massa de ar frio, enquanto que ao nível de
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200hPa observa-se que o vento percorre no sentido contrário ao observado na CLP. De
acordo com essas observações, pode se supor que a massa de ar frio e seco que esteve
atuante durante os dias 23 a 26 teve um deslocamento moderado, perdendo força
gradativamente.
Figura 26. Variação temporal horária das componentes zonal (u) e meridional (v) do
vento nas cidades de Porto Velho e Vilhena em maio de 2006
Figura 27. Variação temporal horária do vetor vento ( =10m/s) nas cidades de Porto
Velho e Vilhena em maio de 2006
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O gráfico da Figura 27 mostra o vetor vento durante os dias 22 a 26 de
maio e com a alteração dos vetores nos dias em que a influência da massa de ar
continental estava atuante na atmosfera das cidades. Observa-se que na CLP os vetores
que antes eram predominantes do quadrante N-NE, em Porto Velho, passam a ser
predominantes de S-SE entre às 12:00 e 00:00 UTC do dia 22, enquanto que na
atmosfera da cidade de Vilhena os ventos que antes eram de S-SE foram intensificados,
essas configurações perpetuam até as 00:00 UTC do dia 26 de maio. A simulação
superestima as informações observadas em aproximadamente 1% nos níveis próximos da
superfície e em cerca de 9% em altos níveis.
Através do gráfico do índice de instabilidade (estabilidade) atmosférica
nas cidades de Porto Velho e Vilhena (Figura 28) é possível se ter idéia da influência da
massa de ar frio e seco na atmosfera livre, convertendo a situação de instabilidade
condicional, de antes da influência, para estabilidade condicional durante a influência,
primeiramente na atmosfera da cidade de Vilhena no início da noite do dia 22 e depois
na cidade de Porto Velho no início da manhã do dia 23, ocorrendo com maior
intensidade em Vilhena. Observa-se que a atmosfera das cidades permaneceu
condicionalmente estável durante três dias e após esse período, a mesma apresenta
características de atmosfera Neutra, com valores em torno de 0 (zero).
Figura 28. Variação temporal horária do índice de instabilidade (estabilidade)
atmosférica nas cidades de Porto Velho e Vilhena em maio de 2006
Através do gráfico da Figura 29 onde se observa o desenvolvimento diário
da radiação de onda longa e da precipitação acumulada para o período do evento de
friagem, é possível verificar que a ROL teve seus valores alterados negativamente no
período em que a massa de ar frio e seco esteve atuante nas cidades, este parâmetro
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indica que a superfície emite menos radiação quando a atmosfera sobre ela encontra-se
com menos energia termodinâmica.
Ressalta-se ainda que houve precipitação nas localidades algumas horas
antes da incursão da massa de ar vinda do Sul do país, indicando a atividade convectiva
na atmosfera sobre as cidades.
Figura 29. Variação horária da radiação de onda longa e precipitação acumulada nas
cidades de Porto Velho e Vilhena em maio de 2006
A Figura 30 mostra os gráficos com as alterações provocadas pelo evento
de friagem nas localidades com latitude de 8,76ºS (à esquerda) e 12,70ºS (à direita),
durante o período de 21 a 29 de maio, são informações de temperatura potencial à
superfície, razão de mistura à superfície e índice de instabilidade (estabilidade)
atmosférica ao nível de 750hPa.
É possível averiguar que a massa de ar frio e seco gerou alterações
significativas na atmosfera das cidades localizadas no sul da região amazônica,
entretanto, com pouca intensidade. Estas influências variam de intensidade de acordo
com a latitude e altitude das cidades, permanecendo característico que estas alterações
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são provocadas devido à influência da massa de ar seco e frio atuante no sul da
Amazônia a partir da noite do dia 22 de maio.
Estes gráficos enfatizam a idéia de que a massa de ar esteve atuante
durante o período observado devido à extensão de sua influência, com ênfase à razão de
mistura, que sofreu influência durante um período maior, que vai desde o dia 23 até
meados do dia 28.
Figura 30. Diagrama de Hovmoller da temperatura potencial, razão de mistura e índice
de instabilidade (estabilidade) atmosférica nas latitudes de 8,76ºS (à esquerda) e 12,70ºS
(à direita) em maio de 2006
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4.3. Evento de Junho de 2001
4.3.1. Análise Observacional
De acordo com o gráfico da Figura 31, onde se pode observar a variação
temporal da temperatura potencial na cidade de Vilhena, entre os dias 15 e 23 de junho
de 2001, é possível destacar a forte influência que a massa de ar frio provocou na CLP
situada sobre a cidade. É possível notar uma variação neste parâmetro termodinâmico
que se estende desde a superfície até próximo ao nível de 850hPa, cerca de 1km de
extensão, onde a temperatura potencial diminuiu cerca de 14K em superfície do dia 16
para o dia 20 uma queda bastante brusca da temperatura potencial.
Figura 31. Variação temporal diária da temperatura potencial (θ) na cidade de Vilhena
em junho de 2001
É possível ressaltar ainda que o período de maior intensidade da friagem
ocorreu entre os dias 18 e 20 de maio, quando a temperatura potencial alcançou valores
de até 286,2K próximo à superfície e com valores abaixo de 290K em uma área que se
estende desde a superfície até próximo ao nível de 900hPa.
A razão de mistura apresenta mudanças bastante significativas e com
características distintas durante a aproximação da massa de ar frio e seco. É possível
perceber através do gráfico da Figura 32 que o parâmetro termodinâmico teve seu valor
alterado positivamente na CLP durante as horas em que a massa de ar frio e seco atingia
a região, após as 12:00 UTC do dia 16, aumentando em 2g/kg ao nível de 900hPa do dia
16 para o dia 17, ressalta-se ainda que a CLP tenha expandido bastante a sua
profundidade devido a este fato, pois é possível notar o aumento considerável das
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isolinhas de r, cerca de 100 unidades de pressão, no período de 16 a 17 de maio. Após o
dia 17 percebe-se o ressecamento da atmosfera em baixos níveis, da ordem de 6g/kg,
indicando a permanência da massa de ar seco sobre a atmosfera da cidade de Vilhena. A
atmosfera permanece seca ao nível da CLP, observando que até o fim do período de
análise, dia 23, a atmosfera ainda se apresenta razoavelmente seca, com valores abaixo
de 10g/kg por toda a sua extensão.
Figura 32. Variação temporal diária da razão de mistura (r) na cidade de Vilhena em
junho de 2001
Figura 33. Variação temporal diária das componentes zonal (u) e meridional (v) do
vento na cidade de Vilhena em junho de 2001
Observando a configuração dos ventos na atmosfera da cidade de Vilhena
através do gráfico da Figura 33, é possível perceber que em altos níveis existem ventos
consideravelmente fortes vindos do quadrante Norte - Noroeste, com valores que
ultrapassam 30m/s na camada de 300 a 200hPa, valor este dado para identificar
correntes de jatos de altos níveis. Nos níveis da superfície, é possível verificar a
mudança de direção do vento de Norte-Nordeste, para ventos de Sul-Sudeste a partir do
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dia 16, se estendendo até o dia 23, quando os centros meteorológicos diziam que já
havia passado a influência da massa de ar frio. Observa-se que em toda a CLP (da
superfície até o próximo ao nível de 875hpa) a predominância dos ventos de Sul-
Sudeste, com velocidades que alcançam 11,5m/s, uma velocidade consideravelmente
alta para os níveis superficiais, da ordem de 40km/h.
Ao observar o gráfico do índice de instabilidade atmosférica para o evento
de maio de 2001, Figura 34, observa-se que ha um limite bem distinto próximo ao nível
de 875hPa, onde se supõe ser o topo da CLP durante o período de 17 até meados do dia
22, entre a camada de estabilidade condicional e a camada próximo à superfície, devido
ao gradiente das isolinhas ser grande, que pode estar relacionado com camadas de
inversões. É possível salientar sobre a alta instabilidade condicional verificada entre os
dias 15 e 16, que pode estar relacionada aos movimentos convectivos causados pela
aproximação da massa de ar frio e seco, favorecendo a formação de nuvens convectivas.
Figura 34. Variação temporal diária do índice de instabilidade (estabilidade)
atmosférica na cidade de Vilhena em junho de 2001
Observa-se que entre os dias 16 e 17, no período em que a friagem teve
início, as isolinhas do índice de instabilidade não estão muito próximas, indicando que a
velocidade do sistema tenha se dado de maneira habitual. Ressalta-se ainda que a
atmosfera livre permaneceu na situação de estabilidade condicional por todo o período
analisado, enfatizando a alta estabilidade atmosférica durante os quatro primeiros dias
de atuação da massa de ar continental frio e seco na atmosfera da cidade de Vilhena.
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4.3.2. Análise Numérica
Ao analisar os gráficos gerados com o auxílio da modelagem numérica da
cidade de Vilhena no Estado de Rondônia durante o período de 15 a 23 de junho de 2001
(Figura 35), é possível observar que o modelo descreve com bastante detalhe o evento
de friagem ocorrido neste período. Observa-se uma variação acentuada da temperatura
potencial durante o evento de friagem que de acordo com o modelo, interferiu na
atmosfera da cidade de Vilhena entre os dias 16 e 17 de junho. É possível notar uma
alteração deste parâmetro termodinâmico, ou seja, um aumento da temperatura
potencial, podendo estar relacionado com a alta atividade convectiva proporcionada pelo
encontro da massa de ar frio com a atmosfera mais quente localizada sobre a cidade de
Vilhena. Observa-se que após o início da noite do dia 17 a temperatura potencial
diminui consideravelmente próximo à superfície, da ordem de 12K do dia 17 para o dia
18, indicando a influência da massa de ar frio e seco.
Figura 35. Variação temporal horária da temperatura potencial (θ) nas cidades de Porto
Velho e Vilhena em junho de 2001
Observa-se que nos ciclos diários deste parâmetro em superfície o máximo
indicado pelo modelo é de aproximadamente 303K por volta de 15h da tarde (hora local)
do dia 18, enquanto que a mínima indicada pelo modelo é próxima de 289K no início da
manhã do dia 21 de junho, mostrando que a massa de ar frio estava atuante na região.
Estes valores corroboram com os valores dos dados de radiossondagens feitas na cidade
de Vilhena, mostrando que a simulação foi bem sucedida, com um erro de
aproximadamente 1% nos níveis próximos a superfície.
Através da modelagem, foi possível construir o gráfico da temperatura
potencial na cidade de Porto Velho (Figura 35), onde não se possui informações de
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radiossondagens para o período estudado, entretanto, o modelo identifica a ação da
massa de ar frio e seco a partir do dia 18, quando a temperatura potencial diminui
significativamente em superfície, deixando a atmosfera da cidade fria durante todo o
período observado, com mínimas abaixo de 296K e máximas que estão em torno de
305K. O modelo indica ainda que não houve alterações significativas deste parâmetro
convectivo na atmosfera livre, apenas na CLP.
O gráfico da razão de mistura (Figura 36) mostra que este parâmetro
conservativo apresentava valores consideravelmente razoáveis antes da influência da
massa de ar frio e seco, da ordem de 12g/kg na cidade de Porto Velho e de 11g/kg na
cidade de Vilhena, valores típicos das cidades durante a estação de inverno, período seco
na região. A atmosfera que já se encontrava relativamente seca, tornou-se ainda mais
enxuta, apresentando valores 5g/kg, o que é considerado uma atmosfera extremamente
seca para a região de estudo. Os gráficos mostram que os valores permanecem quase
sem variação desde a superfície até próximo ao nível de 750hPa. Observa-se que na
cidade de Porto Velho as mudanças mais significativas deste parâmetro estão nos níveis
próximos a superfície e ocorreu após às 00:00 UTC do dia 19, enquanto que na cidade
de Vilhena a mudança mais significativa foi de 3g/kg nos níveis mais baixos da
atmosfera por volta das 00:00 UTC do dia 18.
Figura 36. Variação temporal horária da razão de mistura (r) nas cidades de Porto Velho
e Vilhena em junho de 2001
Pode-se ressaltar ainda que durante todo o período analisado, do dia 15 ao
dia 23, a atmosfera em baixos níveis apresentou-se seca, principalmente durante a
influência da massa de ar continental frio e seco sobre a atmosfera das cidades em
estudo, com margem de erro de 4% entre os dados de radiossondagens e a simulação
numérica.
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A configuração dos ventos apresentado pelo modelo meteorológico mostra
o desenvolvimento da velocidade e direção dos ventos durante a influência da massa de
ar seco e frio (Figura 37).
Figura 37. Variação temporal horária das componentes zonal (u) e meridional (v) do
vento nas cidades de Porto Velho e Vilhena em junho de 2001.
Nos níveis superficiais observa-se que a direção do vento antes da
ocorrência da friagem, é do quadrante Norte-Nordeste na cidade de Porto Velho seguido
de uma leve calmaria entre as 12:00 UTC do dia 17 e 12:00 UTC do dia 18, enquanto
que na cidade de Vilhena, os ventos encontram-se de Norte-Nordeste antes da ocorrência
da friagem. É possível notar a mudança na direção do vento com a influência da massa
de ar frio no dia 18 na cidade de Porto Velho e no dia 17 na cidade de Vilhena, observa-
se que o vento tornou-se de S-SE em baixos níveis, por todo o período analisado com
intensidade variando entre 11m/s nos níveis próximos à superfície.
Verifica-se que em altos níveis, entre 300 e 200hPa, há grande valor deste
parâmetro por todo o período analisado, principalmente durante a atuação da massa de ar
frio na região, ultrapassando 30m/s em certas ocasiões na atmosfera sobre a cidade de
Vilhena, com ventos vindos de Noroeste. É possível que estes valores de velocidade e
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direção do vento estejam relacionados a uma corrente de jato atuante neste período e que
se intensificou devido à ocorrência de friagem na região, permanecendo ativa até
meados do dia 22 de junho, quando os centros de meteorologia diagnosticaram o término
do evento de friagem.
Figura 38. Variação temporal horária do vetor vento ( =10m/s) nas cidades de Porto
Velho e Vilhena em junho de 2001
Observando a Figura 38 onde se tem o gráfico da variação do vento em
sua forma vetorial, fica bastante evidente a atuação da massa de ar frio em baixos níveis,
denotando a mudança do quadrante do vento, tornando-o de Sudeste quando há a
ocorrência da friagem na região de estudo. Salientam-se ainda os vetores nos altos
níveis, mostrando a ocorrência de uma corrente de jato em altos níveis associada a um
evento de friagem, ocorrendo à intensificação da corrente de jato a partir do momento
em que a friagem esteve atuante na atmosfera das cidades.
Figura 39. Variação temporal horária do índice de instabilidade (estabilidade)
atmosférica nas cidades de Porto Velho e Vilhena em junho de 2001
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Analisando o gráfico do índice de instabilidade atmosférica (Figura 39) é
possível ter-se uma visão de como a atmosfera sobre as cidades de Porto Velho e
Vilhena se comportaram perante a influência da massa de ar frio e seco. Verifica-se que
a atmosfera das cidades estava praticamente neutra antes da influência da massa de ar e
que a partir do dia 19 na cidade de Porto Velho e do dia 18 na cidade de Vilhena a
atmosfera tornou-se condicionalmente estável, principalmente na cidade de Vilhena. É
possível estimar a altura média da camada limite planetária, ao nível aproximado de
875hPa. Verifica-se que na cidade de Vilhena o ciclo de estabilidade condicional diário
ocorrido nos níveis da superfície foi alterado devido à forte estabilidade condicional
imposta sobre a atmosfera das cidades pela massa de ar frio.
Observa-se que a defasagem de ocorrência do evento de uma cidade para
outra é de aproximadamente um dia, tempo que a massa de ar frio e seco obteve para
percorrer a distância que separa as localidades, ou seja, das latitudes de 12,70ºS para a
latitude de 8,76ºS (aproximadamente 437 quilômetros).
Figura 40. Variação horária da radiação de onda longa e precipitação acumulada nas
cidades de Porto Velho e Vilhena em junho de 2001
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Através da Figura 40 onde se observa o gráfico do desenvolvimento diário
da radiação de onda longa e da precipitação acumulada para o período do evento de
friagem, é possível verificar que a ROL teve decréscimo de 458W/m² para 386W/m² e
de 392W/m² para 320W/m² nas cidades de Porto Velho e Vilhena respectivamente, após
a influência da massa de ar frio na região, com valores mínimos registrados no dia 21
em ambas as cidades. Observa-se que a mesma não retornou a seus valores normais até o
final da simulação numérica.
Ressalta-se ainda, com relação ao gráfico de precipitação, que houve
precipitação na cidade de Porto Velho de 1mm no período em que a massa de ar frio se
aproxima da atmosfera da cidade, enquanto que em Vilhena não houve nenhum registro
de precipitação no momento da intrusão da massa de ar frio na região. Isto se dá pelo
fato da atmosfera das cidades estarem envolvidas por uma massa de ar continental
quente e seco característico desta época do ano, pois em média, o mês de junho é mais
seco que o mês de maio. Esta massa, ao ser interceptado por uma massa de ar
continental frio e seco, provocou movimentos convectivos de ar seco, com pouca
umidade. Na cidade de Vilhena a umidade estava abaixo do habitual, cerca de 45%, esta
umidade elevada pelos movimentos convectivos não foi suficiente para provocar
precipitação na atmosfera da cidade, já em Porto Velho, a umidade foi suficiente para
provocar uma precipitação de 1mm em um período de 6 horas, o que correspondia a
60%.
A Figura 41, onde temos os gráficos com os diagramas de Hovmoller da
temperatura potencial, razão de mistura e índice de instabilidade (estabilidade)
atmosférica nas latitudes de 8,76ºS (à esquerda) e 12,70ºS (à direita), mostra a dimensão
dos efeitos alterados devido à incursão da massa de ar continental frio e seco em uma
massa de ar continental quente e seco. Observa-se que a cidade de Vilhena sofreu as
maiores alterações em todos os parâmetros termodinâmicos e que é possível verificar o
momento em que essas alterações começaram a influenciar na atmosfera das cidades.
Pode-se sugerir que este evento possa ter sido de intensidade variando de
moderada a forte, pois em se tratando do índice de instabilidade atmosférica e da razão
de mistura, implica-se que estes parâmetros foram intensificados ao invés de alterados
negativamente, por influência da incursão da massa de ar.
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Figura 41. Diagrama de Hovmoller da temperatura potencial, razão de mistura e do
índice de instabilidade (estabilidade) atmosférica nas latitudes de 8,76ºS (à esquerda) e
12,70ºS (à direita) em junho de 2001
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5. CONCLUSÕES
Nesta dissertação, foi feito um estudo comparativo entre dados de
radiossondagens e dados gerados pelo modelo de simulação numérica de tempo e clima
BRAMS (Brazilian Developments on the Regional Atmospheric Modeling System)
através de informações de re-análises geradas pelo NCEP/NCAR, no intuito de simular
eventos de Friagens ocorridos no sul da Amazônia nos períodos de maio de 2007, maio
de 2006 e junho de 2001.
Através dos objetivos propostos pelo estudo, observações efetuadas pela
pesquisa, simulações numéricas realizadas e resultados obtidos chegou-se às seguintes
conclusões.
A análise dos parâmetros termodinâmicos efetuados através das
radiossondagens realizadas por aeroportos das cidades de Porto Velho e Vilhena no
estado de Rondônia mostra que, a atmosfera das cidades encontrava-se
condicionalmente instável e úmida antes da incursão da massa de ar continental frio e
seco nos eventos de maio de 2007 e maio de 2006. A instabilidade esteve associada ao
aquecimento diurno e grande quantidade de vapor d’água presente na baixa atmosfera,
da ordem de 19g/kg em alguns casos, contudo, esta condição foi alterada com a
ocorrência do evento de friagem, diminuindo a temperatura potencial e a razão de
mistura da atmosfera, alterando os ventos e causando uma situação de atmosfera
condicionalmente estável nos períodos em que a friagem esteve atuante na região.
Na análise dos parâmetros termodinâmicos observou-se que o modelo
BRAMS reproduziu com muito esmero os eventos de friagem ocorridos nos períodos
observados, detalhando cada alteração dos parâmetros termodinâmicos estudados com
bastante veracidade das informações.
Na simulação dos eventos de incursão de massa de ar frio e seco observou-
se que através dos dados gerados pelo modelo é possível identificar o momento em que a
massa de ar frio e seco começa a influenciar a atmosfera da região estudada, observando
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principalmente as informações de ventos, índice de instabilidade atmosférica e
temperatura potencial, enquanto que se observa um retardamento das informações de
razão de mistura.
Observou-se ainda que quando há uma incursão de massa de ar frio e seco
a temperatura potencial, razão de mistura e vetor vento apresentam alterações
principalmente ao nível da CLP, enquanto que o índice de instabilidade apresenta uma
melhor informação com relação à Atmosfera Livre.
A simulação numérica ainda apresenta com extremo detalhe a corrente de
jato associada ao evento de Friagem ocorrido em junho de 2001, principalmente quando
observado os gráficos de vetores do vento, mostrando que a corrente de jato foi
intensificada pela ação da incursão de massa de ar frio e seco.
Em superfície a margem de erro do modelo chega a ser de menos de 1%
enquanto que ao elevar a comparação para a atmosfera livre, essa margem de erro
aumenta gradativamente, até que em altos níveis essa proporção chega a 10% se
comparados com os valores registrados pelas radiossondagens e por dados observados
de Plataforma de Coleta de Dados (PCD).
As parametrizações proposto para simular ocorrências de friagens no sul
da Amazônia obteve resultados satisfatórios tornando a modelagem sugerida pelo estudo
viável para simular ou até mesmo prever a ocorrência de friagens com prognósticos para
até uma semana, ou seja, 168 horas de antecedência.
Com expectativas futuras devem-se fazer simulações numéricas analisando
outras cidades, outros parâmetros convectivos como divergente e cisalhamento do vento,
anomalia de temperatura, desvio de precipitação, entre outros, obtendo-se mais
informações que possam ser analisadas em diferentes resoluções horizontais e verticais
(aumento do número de camadas atmosféricas).
Devido à falta de recursos e computadores avançados, ressaltando-se as
falhas nas simulações devido ao funcionamento problemático dos computadores da
universidade, a não realização da análise de outros dados gerados pelo modelo e poucos
anos de estudo, possivelmente, dissimularam resultados mais consistentes, o que fica
como sugestão para estudos futuros.
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