ESTIMATIVA DOS PERFIS DE LIBERAÇÃO DE CALOR LATENTE … · 2013-03-12 · 3.2 – Perfis médios...
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EESSTTIIMMAATTIIVVAA DDOOSS PPEERRFFIISS DDEE LLIIBBEERRAAÇÇÃÃOO DDEE
CCAALLOORR LLAATTEENNTTEE DDAASS RREEGGIIÕÕEESS TTRROOPPIICCAAIISS AA
PPAARRTTIIRR DDEE DDAADDOOSS DDOO RRAADDAARR TTRRMMMM
Marcelo Barbio Rosa
Tese apresentada ao Instituto de Astronomia,
Geofísica e Ciências Atmosféricas da
Universidade de São Paulo para a obtenção do
título de Doutor em Meteorologia
Orientador : Prof. Dr. Augusto José Pereira Filho
São Paulo
2006
II
III
Dedicado à memória de meus avós
e a de meu amigo
Sérgio Romeu Calbete (Serjão)
IV
AGRADECIMENTOS
Gostaria de agradecer, primeiramente, ao meu orientador Dr. Augusto José Pereira
Filho pela grande confiança, pela proposição do tema e pelas inúmeras e frutíferas discussões
ao longo destes quatro anos.
Aos meus pais que me propiciaram uma excelente educação.
Aos meus amigos tanto da Universidade de São Paulo quanto do Instituto Nacional de
Pesquisas Espaciais. Em especial aos: Dra. Chou Chin Chan, Dr. Carlos Nobre, Dr. Marcelo
Selluchi e Gilvam Sampaio, por terem consentido e apoiado o meu afastamento. Ao Dr. Julio
Pablo Reyes Fernandez que meu ajudou na conversão dos bancos de dados do TRMM e ao
Dr. Prakki Satyamurty pelas agradáveis conversas sobre modelagem e dinâmica. E a tantos
outros que de alguma forma me auxiliaram.
Ao CNPq pelo apoio e incentivo e que me auxiliou grandemente durante o trabalho de
pesquisa.
V
RESUMO
O presente estudo teve como objetivo estimar o calor latente liberado na troposfera por
meio de medidas do radar de precipitação PR (Precipitation Radar) a bordo do satélite
TRMM (Tropical Rainfall Measuring Mission). Na primeira etapa, o estudo se concentrou na
área do TRMM/LBA em Rôndonia, onde se obteve a correlação entre as medidas do PR e as
do radar meteorológico polarimétrico SPOL. Elaborou-se uma relação de dispersão para o PR
para o cálculo do conteúdo de massa de gelo e água presente na troposfera para classificar os
sistemas em precipitantes e não-precipitantes e convectivos e estratiformes. O calor latente
liberado foi estimado por meio do modelo adaptado de Tao et al (1990). Estes dois modelos
foram denominados de Modelo de Hidrometeoros e liberação de Calor Latente (MHCL).
Apresenta-se um estudo de caso do Furacão Catarina com esta metodologia.
O MHCL foi adaptado para a escala global para estudar as grandes fontes de calor
tropical. Obteve-se dois máximos em 3 km de altitude, associado à região convectiva e devido
à condensação e ao fluxo de chuva, 3,0 e 1,0 K h-1, respectivamente; e outro acima de 8 km,
na região estratiforme relacionado à deposição de cristais (0,9 K h-1). Em escala global, o
MHCL foi superior ao NCEP e ao CSH por quantificar as grandes fontes de calor tropical. Os
resultados indicaram que a Indonésia é a maior fonte de calor nos trópicos (1,0 a 1,5 K dia-1),
com a energia gerada basicamente pela região estratiforme da convecção (2,0 K dia-1), apesar
de haver mais massa de água (> 0,32 g kg-1) e gelo (0,16 g Kg-1) na África. A Monção na
Índia aquece a atmosfera a uma taxa de 1,0 K dia-1 no período ativo e é modulada pela região
estratiforme da convecção. O modelo reproduziu corretamente o El-Niño 97/98, pondo uma
fonte de calor sobre o Pacífico oeste.
VI
ABSTRACT
The objective of the present study is to estimate the latent heat release in the
troposphere by means of the precipitation radar (PR) onboard the TRMM satellite. Firstly, the
study was concentrated in the Rondônia area during the TRMM/LBA experiment where it
was analyzed PR and SPOL measurements to obtain dispersions relations of the first to
estimate water and ice contends of precipitating and non-precipitating systems and convective
and stratiform systems. The latent heat release was estimated from a adapted modelby Tao
(1990). These two models were named Hydrometeor Model and Latent heat release (MHCL).
This methodology was preliminarily applied in a case study of Hurricane Catarina.
The MHCL was then adapted to study the main heat sources in the tropics on a global
scale. Two vertical maxima were obtained. The first one at 3 km altitude was associated to the
condensation process and rain flux in the convective region, 3.0 and 1.0 K hr-1, respectively.
The second one (0.9 K hr-1) at 8 km altitude was associated to ice deposition in the stratiform
region. Globally, MHCL results are better than NCEP and CSH in terms of the magnitude of
the large tropical heat sources. Results also indicate that Indonesia is the greatest heat source
in the tropics with heating rates between 1.0 and 1.5 K day-1 due to the stratiform region in
convective systems (2.0 K day-1) in spite of a higher water contend (> 0,32 g kg-1) and ice
(0,16 g kg-1) in Africa. The Monson in India heats the atmosphere at a rate of 1.0 K day-1 and
is modulated the stratiform region of the convection. The West Pacific heat source of the
97/98 El Niño was well represented in the model.
VII
ÍNDICE
1 - INTRODUÇÃO 1
2 - METODOLOGIA 8
2.1 - Dados 9
2.2 – Método de interpolação 10
2.3 – Classificação dos sistemas estratiforme e convectivo 11
2.4 – Comparação entre os perfis do TRMM e do SPOL 12
2.5 – Estimativa do conteúdo de agregados de gelo nos níveis abaixo da isoterma de
zero grau 13
2.6 – Estimativa do conteúdo de água para os níveis acima da isoterma de zero grau 15
2.7 – Estimativa do conteúdo de agregados e de cristais de gelo 16
2.8 – Estimativa do conteúdo de água de chuva e água de nuvem 19
2.9 – Modelo de aquecimento diabático devido à liberação de calor latente 20
2.10 – Adaptação do MHCL para os campos médios mensais 24
2.10.1 – Calculo do conteúdo de hidrometeoros 24
2.10.2 – Calculo da liberação de calor latente 25
3 - RESULTADOS 30
3.1 – Perfis médios de hidrometeoros 49
3.2 – Perfis médios de aquecimento diabático 63
3.3 – Estudo de caso : O furacão Catarina 75
3.4 – Aplicação do MHCL em escala global 96
3.4.1 – Parâmetros médios de β e a cobertura do PR 96
3.4.2 – Distribuição horizontal da taxa de precipitação 98
3.4.3 – Distribuição horizontal de hidrometeoros 103
3.4.4 – Distribuição horizontal e vertical da taxa de aquecimento diabático 122
4 – COMENTÁRIOS FINAIS E CONCLUSÕES 159
5 – BIBLIOGRAFIA 163
APÊNDICE A – PERFIS DE HIDROMETEOROS E DE PLCL 174
APÊNDICE B – PLCL DO FURACÃO CATARINA 189
APÊNDICE C – CAMPOS MÉDIOS GLOBAIS DE AQUECIMENTO DIABÁTICO 193
VIII
Lista de Figuras
pag.
Figura 1 - Área coberta pelo experimento TRMM/LBA em Rondonia, onde é mostrada a distribuição dos sistemas de medição utilizados. As cores indicam a topografia. As escalas horizontal e vertical indicam, respectivamente, a longitude e a latitude. Os círculos indicam a área de abrangência dos radares TOGA e SPOL.
8
Figura 2 – CAPPI de 3 km dos radares PR (esquerda) e SPOL (direita) medido em Rondônia nos dias 18/Jan e 01/02 de 1999 (A) e 03 e 24 de Fevereiro (B) durante o LBA/TRMM. A escala de cores indica o valor da refletividade (Dbz). A escala horizontal indica a longitude e a vertical a latitude.
31
Figura 3 - Perfis de refletividade médias (dBz) das regiões convectivas (cvc) e estratiforme (est) medidos pelo PR e pelo SPOL durante o LBA/TRMM em Rondônia nos dias 18/01 (A), 01/02 (B), 03/02 (C) e 24/02 (D). O eixo vertical esquerdo mostra a altitude em km e o direito a pressão em hPa. O eixo horizontal mostra a refletividade em dBz.
35
Figura 4 - Diagrama de dispersão entre a refletividade horizontal média (dBz) do SPOL e do PR (dBz) associado à água (A) e ao gelo (B) na região convectiva (CVC) e estratiforme (STR) medido em Rondônia durante os dias 18/01 e 01, 03 e 24/02 de 1999. Escalas horizontal e vertical em dBz.
41
Figura 5 – Simulação do conteúdo de água (A) e gelo (B) convectivo (CVC) e estratiforme (EST) para o SPOL e o PR. A refletividade do PR foi calculada a partir da do SPOL com a Eq. 1.2. A unidade do eixo vertical é g Kg e o horizontal dBz.
44
Figura 6 - Perfil médio de µ ajustado (clc) e estimado (rgr) a partir da Eq. 1.15 e com dados de medições do sensor TMI obtidas em Rondônia durante o LBA/TRMM. O eixo vertical esquerdo indica a altitude em km e o esquerdo a pressão em hPa.
47
Figura 7a - Perfis médios de conteúdo de agregados, cristais e do total de gelo (g Kg-1) da região estratiforme (EST) estimados para os meses de Jan e Fev/1999 em Rondônia para um caso de uma distribuição dependente (não exponencial) (A) e independente de µ (exponencial) (B). O eixo vertical esquerdo indica a altitude em km e o direito a pressão em hPa.
51
Figura 8 - Perfil médio de conteúdo do total de gelo (g Kg-1) da região convectiva (CVC) estimado para os meses de Jan e Fev/1999 em Rondônia para um caso de uma distribuição dependente µ (não exponencial). O eixo vertical esquerdo indica a altitude em km e o direito a pressão em hPa. O eixo horizontal está em g Kg-1.
53
Figura 9a - Perfis médios de conteúdo de água de chuva, de nuvem e total de água (g Kg-
1) da região estratiforme (EST) estimados para os meses de Jan e Fev/1999 em Rondônia para um caso de uma distribuição dependente (não exponencial). O eixo vertical esquerdo indica a altitude em km e o direito a pressão em hPa.
56
Figura 10 – Similar a Fig. 9, exceto para a região convectiva (CVC).
59
IX
Figura 11 – Similar a Fig. 9, exceto para a região convectiva (CVC) com proporção entre água e gelo dada em Iguchi et al (2000).
62
Figura 12 – Os campos à esquerda mostram o parâmetro coef estimado para região de Rondônia durante do LBA/TRMM para os dias 18/01 e 01/02 (A) e 03 e 24/02 (B). Os campos à direita mostram a taxa de precipitação medida durante o mesmo período. A escala de cores à esquerda dá o valor de coef (x 10-3 s-1) e à direita dá a taxa de precipitação (mm h-1).
65
Figura 13 – PLCL médio da região estratiforme (EST) (A) e convectivo (B) estimado para os meses de Jan e Fev/1999 em Rondônia, com a contribuição devido à deposição em cristais (DepC) e agregados (DepA), derretimento (Dert), condensação de gotículas de nuvem (CondN) e gotas de chuva (CondC) e evaporação (Evap). Todos os termos estão K h-1. O eixo vertical esquerdo indica a altitude em km e o direito a pressão em hPa.
70
Figura 14 - PLCL médio da região estratiforme (Q(EST)), da convectiva (Q(CVC)) e do total (Q) estimado para os meses de Jan e Fev/1999 em Rondônia. Todos os termos estão K h-1. O eixo vertical esquerdo indica a altitude em km e o da direita em hPa.
72
Figura 15 : Comparação entre o PLCL médio de Jan e Fev/1999 em Rondônia obtido por meio do modelo de hidrometeoros e liberação de calor latente (MHCL) com as estimativas de hidrometeoros do PR (MHCL(PR)), do SPOL (MHCL(SPOL)) e do TRMM microwave imager (MHCL(TMI)) e o Convective Stratiform Heating (CSH(TMI). Todos os termos estão K h-1. O eixo vertical esquerdo indica a altitude em km e o direito a pressão em hPa.
74
Figura 16 - Imagem no canal 5 infravermelho (superior) e CAPPI da refletividade (dBz) em 3 km (inferior) do Furacão Catarina no dia 24 de Março de 2004 as 1213 UTC (A) e 27 de Março as 0611 UTC (B) e as 1100 UTC (C). Os círculos têm espaçamento de 50 km. A legenda indica a refletividade.
77
Figura 17 – Médias azimutais do campo de refletividade (dBz) do Furacão Catarina do dia 24 de Março de 2004 as 1213 UTC (A) e 27 de Março as 0611 UTC (B) e as 1100 UTC (C). O eixo vertical direito indica a altitude em km, o esquerdo a pressão em hPa e o horizontal a distância em km do olho do furacão.
81
Figura 18 - Total do conteúdo de água (topo) e gelo (inferior) integrados de 2 a 10 km de altitude presente no Furacão Catarina no dia 24 de Março de 2004 as 1213 UTC (A), 27 de Março de 2004 as 0611 UTC (B) e as 1100 UTC (C). As escalas estão em g Kg-1. O eixo horizontal indica a longitude e o vertical a latitude.
85
Figura 19 – Similar a Fig. 17 só que para o aquecimento devido à liberação de calor latente. A unidades estão em K h-1.
89
Figura 20 – PLCL médio das regiões convectiva (CVC), estratiforme (EST) e total (Total) do Furacão Catarina no dia 24 de Março de 2004 as 1213 UTC (A) e 27 de Março de 2004 as 0611 UTC (B) e as 1100 UTC (b). O eixo vertical esquerdo indica a altitude em km, o direito a pressão em hPa e o horizontal o PLCL em K h-1.
93
X
Figura 21 – Amostragem média do PR/TRMM para uma grade de resolução horizontal de 5°.
98
Figura 22 - Taxa de precipitação total (A), convectiva (B) e estratiforme (C) média de Dez/1997 a Nov/2002 no nível de 2 km de altitude. Valores com altas (baixas) taxas de precipitação estão sombreados em cinza escuro (claro). A escala está em mm h-1 e a projeção é a do tipo Mollweide.
100
Figura 23 - Conteúdo água integrada entre 800 e 300 hPa da região estratiforme (A) e convectiva (B), média mensal de Dez/1997 a Nov/2002. Valores com elevado (baixo) conteúdo de água estão sombreados em cinza escuro (claro). A escala está em 102 g Kg-1 e a projeção é a do tipo Mollweide.
104
Figura 24 – Média de cinco anos (Dez/97 a Nov/02) das médias zonais dos perfis de conteúdo de água de nuvem (A), de chuva (B) e total (C) estratiforme em g Kg-1 sobre a Indonésia (topo), África (meio) e América do Sul (inferior). O eixo vertical indica a pressão em hPa e o horizontal a latitude. Valores mais elevados de conteúdo de água estão sombreados.
107
Figura 25 – Similar a Fig. 24 só que para a região convectiva. 111
Figura 26 – Similar a Fig. 23 só que para o gelo. 115
Figura 27 – Média de cinco anos (Dez/97 a Nov/02) das médias zonais dos perfis de conteúdo de cristais (A), de agregados (B) e total de gelo (C) estratiforme em g Kg-1 sobre a Indonésia (topo), África (meio) e América do Sul (inferior). O eixo vertical indica a pressão em hPa e o horizontal a latitude. Valores mais elevados de conteúdo de água estão sombreados.
118
Figura 28 – Similar a Fig. 27 só que para o total de gelo da região convectiva. 121
Figura 29 - Parâmetro coef da região estratiforme (A) e convectiva (B), média mensal de Dez/1997 a Nov/2002. Valores com maiores (menores) valores de coef estão sombreados em cinza escuro (claro). A escala está em 103 s-1 e a projeção é a do tipo Mollweide.
123
Figura 30 – Média entre Dez/1997 e Nov/2002 do perfil global de coef_evp (h-1) obtido por meio do resíduo entre o MHCL e o NCEP por meio da Eq. 1.25.
125
Figura 31 - Média de cinco anos (Dez/97 a Nov/02) da taxa de aquecimento diabático estimado pelo MHCL (A), NCEP (B) e CSH (C) no nível de 800 hPa. Tons em marrom indicam valores positivos maiores que 0,25 K dia-1 e em azul menores que –0,25 K dia-1. A projeção é a do tipo Mollweide.
129
Figura 32 – Similar a Fig. 31 só que para 500 hPa. 133
XI
Figura 33 – Similar a Fig. 31 só que para o nível de 3000 hPa. 137
Figura 34 – Perfil médio meridional entre 10°S e 10°N da taxa de liberação de calor latente em K dia-1 média de cinco anos (Dez/97 a Nov/02) estimada pelo MHCL (topo), NCEP (centro) e CSH (inferior). Tons em marrom indicam valores positivos maiores que 0,25 K dia-1 e em azul menores que –0,25 K dia-1. O eixo vertical indica a pressão em hPa e o horizontal a longitude.
141
Figura 35 – Similar a Fig. 34 só que para a média zonal. 143
Figura 36 – Evolução temporal da taxa de liberação de calor latente integrada verticalmente (800 e 300 hPa) e meridionalmente, estimada pelo MHCL (linha vermelha), NCEP (preta) e CSH (azul). No topo, média zonal de 0° a 25°N, no meio de 0° a 25°S e no inferior de 25° N a 25°S. A falha em Ago/01 foi causada pela mudança de órbita do TRMM e que gerou problemas nos dados. O eixo vertical indica a taxa de aquecimento em K dia-1.
144
Figura 37 – Similar a Fig. 36 só que para a diferença entre o CSH e o NCEP (linha azul) e o MHCL e o NCEP (linha vermelha).
145
Figura 38 – Média de cinco anos (Dez/97 a Nov/02) da taxa de aquecimento diabático (K dia-1) integrado na vertical (800 a 300 hPa) para os meses de Dez/Jan/Fev (DJF) e Mar/Abr/Mai (MAM) (A) e Jun/Jul/Ago (JJA) e Set/Out/Nov (SON) (B) estimado pelo MHCL para a América do Sul e África (A). Tons em marrom indicam valores positivos maiores que 0,25 K dia-1 e em azul menores que –0,25 K dia-1. A latitude é indicada no eixo vertical é a longitude o horizontal. Projeção Mercato.
147
Figura 39 – Similar a Fig. 38 só que para a Indonésia. 150
Figura 40 – Evolução ao longo de cinco anos (Dez/97 a Nov/02) da taxa de aquecimento diabático sobre a Índia (10°N a 25°N, 80E e 100E) para a região estratiforme (A), convectiva (B) e o total (C). Tons em marrom indicam valores positivos maiores que 0,1 K dia-1 e em azul menores que –0,1 K dia-1. O eixo vertical indica a pressão em hPa.
153
Figura 41 – Média zonal do aquecimento diabático (K dia-1) integrado na vertical (800 a 300 hPa) médio de cinco anos (Dez/97 a Nov/02). O eixo vertical indica a taxa de aquecimento e o horizontal a latitude.
154
Figura 42 – Media de cinco anos (Dez/97 a Nov/02) da contribuição dos sistemas sazonais no aquecimento diabático integrado (800 a 300 hPa). Tons em marrom indicam valores positivos maiores que 0,25 K dia-1 e em azul menores que –0,25 K dia-1. A projeção é a do tipo Mollweide.
156
Figura 43 – Variação sazonal da média zonal do aquecimento diabático integrado na vertical (800 a 300 hPa). Tons em marrom indicam valores positivos maiores que 0,25 K dia-1 e em azul menores que –0,25 K dia-1. O eixo vertical a escala de tempo e na horizontal as latitudes.
157
XII
Figura 44 – Média para os meses de Dez/97 e Jan e Fev/98 da taxa de aquecimento diabático integrado na vertical (800 a 300 hPa) representando o El-Niño de 97/98 como estimado pelo MHCL. Tons em marrom indicam valores positivos maiores que 0,25 K dia-1 e em azul menores que –0,25 K dia-1. A projeção é a do tipo Mollweide.
158
Figura A.1 - Perfis médios de conteúdo de agregados, cristais e total de gelo (g Kg-1) da região estratiforme (EST) estimados para os meses de Jan e Fev/1999 em Rondônia para o radar SPOL. O eixo vertical esquerdo indica a altitude em km e o direito a pressão em hPa.
175
Figura A.2 - Perfis médios de conteúdo de água de chuva, de nuvem e total de água (g Kg-1) da região estratiforme (EST) estimados para os meses de Jan e Fev/1999 em Rondônia para o radar SPOL. O eixo vertical esquerdo indica a altitude em km e o direito a pressão em hPa.
177
Figura A.3 – Similar a Fig. A.1 só que para o TMI. 179
Figura A.4 – Similar a Fig. A.2 só que para o TMI. 181
Figura A.5 – PLCL estimado com o MHCL, médio de 200 varreduras do SPOL na região estratiforme (EST) entre os meses de Jan e Fev/1999 em Rondônia, com a contribuição devido à deposição em cristais (DepC) e agregados (DepA), derretimento (Dert), condensação de gotículas de nuvem (CondN) e gotas de chuva (CondC) e evaporação (Evap). Todos os termos estão K h-1. O eixo vertical esquerdo indica a altitude em km e o direito a pressão em hPa.
183
Figura A.6 - PLCL médio da região estratiforme (Q(EST)), da convectiva (Q(CVC)) e do total (Q) estimado para os meses de Jan e Fev/1999 em Rondônia pelo radar SPOL. Todos os termos estão K h-1. O eixo vertical esquerdo indica a altitude em km e o da direita em hPa.
185
Figura A.7 – Similar a Fig. A.5 só que para 15 passagens do TMI. 186
Figura A.8 – Similar a A.6 só que para o TMI. 188
Figura B.1 – PLCL convectivo (CVC) e estratiforme (EST) do furacão Catarina para o dia 23/03/2004 as 1213 UTC, com a contribuição devido à deposição em cristais (DepC) e agregados (DepA), derretimento (Dert), condensação de gotículas de nuvem (CondN) e gotas de chuva (CondC) e evaporação (Evap). Todos os termos estão K h-1. O eixo vertical esquerdo indica a altitude em km e o direito a pressão em hPa.
190
Figura B.2 – Similar a Fig. B.1 só que para o dia 27/03/2004 às 0611 UTC. 191
Figura B.3 – Similar a Fig. B.1 só que para o dia 27/03/2004 as 1100 UTC. 192
XIII
Figura C.1 – Média de cinco anos (Dez/97 a Nov/02) da taxa da fonte aparente de calor estimado pelo NCEP no nível da 800 hPa (A), 500 hPa (B) e 300 hPa (C). Tons em marrom indicam valores positivos maiores que 0,25 K dia-1 e em azul menores que –0,25 K dia-1. A projeção é a do tipo Mollweide.
193
Figura C.2 - Média de cinco anos (Dez/97 a Nov/02) da taxa de aquecimento diabático inegrado na vertical estimado pelo MHCL (A), NCEP (B) e CSH (C) no nível de 800 hPa. Tons em marrom indicam valores positivos maiores que 0,25 K dia-1 e em azul menores que –0,25 K dia-1. A projeção é a do tipo Mollweide.
196
Figura C.3 - Perfil médio meridional estratiforme entre 10°S e 10°N dos termos Deposição de cristais (topo), evaporação de gotículas de nuvem (meio) e condensação de água de nuvem (inferior), média de cinco anos (Dez/97 a Nov/02). Tons em marrom indicam valores positivos maiores que 0,25 K dia-1 e em azul menores que –0,05 K dia-1. O eixo vertical indica a pressão em hPa e o horizontal a longitude.
200
Figura C.4 – Similar a C.3 só que para a condensação da água de nuvem (topo) e água de chuva (inferior) da região convectiva.
201
Figura C.5 - Evolução temporal da taxa de liberação de calor latente integrada verticalmente (800 e 300 hPa) e meridionalmente, estimada pelo MHCL (linha vermelha), NCEP (preta) e CSH (azul) para áreas sem evaporação de gotículas de nuvem. No topo, média zonal de 0° a 25°N, no meio de 0° a 25°S e no inferior de 25° N a 25°S. A falha em Ago/01 foi causada pela mudança de órbita do TRMM e que gerou problemas nos dados. O eixo vertical indica a taxa de aquecimento em K dia-1.
202
Figura C.6 – Similar a C.9 só que para as regiões onde há evaporação de gotículas de nuvem. O CSH não é incluso.
203
XIV
Lista de Tabelas
pag.
Tabela 1 - Calendário de passagens do TRMM e de varreduras coincidentes do SPOL sobre a área de cobertura durante o experimento TRMM/LBA obtidos nos meses de Janeiro e Fevereiro de 1999.
30
Tabela 2 – Coeficientes de correlação entre as refletividades medidas pelos radares SPOL e PR em Rondônia durante do LBA/TRMM nos dias 18/01 e 01, 03 e 24/02.
39
Tabela 3 - Parâmetros α e β da relação de dispersão obtidos para Eq. 1.3 a partir dos dados do SPOL e corrigidos com o PR medido durante do LBA/TRMM em Rondônia durante os meses de Janeiro e Fevereiro de 1999.
40
Tabela 4 - Valores do parâmetro de inclinação (β) e do conteúdo de hidrometeoros obtidos com as medidas do radar PR sobre Rondônia em Jan e Fev/1999 com a Eq. 2.1.
97
XV
Lista de Símbolos
a Resolução horizontal do sensor PR
A Parâmetro de interceptação da função de ajuste de µ
A(α) Resolução horizontal do campo médio mensal numa dada latitude
b Coeficiente de ajuste entre os radares SPOL e PR
B Parâmetro de inclinação da função de ajuste de µ
BB Banda Brilhante
c Condensação
Cc Percentual de cristais
cp Calor específico
Cw Condutividade térmica da água
CAPPI Constant altitude plan position indicator
CCM Complexos Convectivos de Meso-escala.
CondC Taxa de aquecimento devido ao fluxo de água de chuva
CondN Taxa de aquecimento devido à condensação de água de nuvem
coef Coeficiente de condensação/deposição num hidrometeoro em suspensão
coefP Coeficiente de condensação/deposição num hidrometeoro precipitação
coef_evap Coeficiente de esfriamento devido à evaporação de gotas de nuvem
corr Fator de correção
cor Correlação
cov Covariância
CPTEC Centro de Previsão de Tempos e Estudos Climáticos
XVI
CSH Goddard Space Flight Center convective-stratiform heating
CVC Convectivo
D Tamanho médio do hidrometeoro
D10 Diâmetro inferior do espectro de gotas
D240 Diâmetro limiar do espectro de gotas
D5000 Diâmetro superior teórico do espectro de gotas.
Dg Diâmetro do graupel
Dm Diâmetro médio do hidrometeoro de uma DTG
Dv Difusividade do vapor
dBz Escala logarítmica de refletividade
dBzpr Escala logarítmica de refletividade do sensor PR
dBzspol Escala logarítmica de refletividade do sensor SPOL
Dert Taxa de esfriamento devido ao derretimento de gelo
DepA Taxa de aquecimento devido ao fluxo de agregados
DepC Taxa de aquecimento devido à deposição de cristais
DSD Drop size distribuition
DTG Distribuição por tamanho de gotas
e evaporação
EMEX Equatorial Mesoscale Experiment
EST Estratiforme
ETA Modelo Regional na escala vertical eta
Evap Taxa de esfriamento devido à evaporação de gotas de chuva
EvapN Taxa de esfriamento devido à evaporação de gotas de nuvem
f(Re) Fator de ventilação de Reynolds
fi Parâmetro a ser interpolado dentro da área de varredura
XVII
g Aceleração da gravidade
GATE GARP Atlantic Tropical Experiment
GARP Global Atmospheric Research Program
GPROF Goddard Profiling
h Altura do hidrometeoro
HB Altura da Banda Brilhante
Hdr, Refletividade diferencial para o granizo
HH Hydrometeor Heating
hs Dual-wavelenght hail signal
HN Hemisfério Norte
HS Hemisfério Sul
Kdp Diferencial de fase específica
Kt Difusividade do calor
Km Quilometro
Lf Calor latente de fusão
Ls Calor latente de sublimação
Lv Calor latente de evaporação
LBA Large Scale Biosphere-Atmosphere Experiment
LDRhr Razão de despolarização linear
ma Conteúdo de água
mh Conteúdo de hidrometeoros (líquido ou gelo)
mc Conteúdo de água de chuva
mn Conteúdo de água de nuvem
mi Conteúdo de cristais
NCEP National Center for Environmental Prediction
XVIII
MHCL Modelo de Hidrometeoros e Liberação de Calor Latente
N Número de partículas dentro do intervalo D+∆D
N(k) Número de sinais detectados em um mês pelo PR/TRMM
N0 Parâmetro de interceptação
Ni Número de observações em uma amostra
P0 Taxa de precipitação
per Porcentagem média latitudinal da cobertura do PR/TRMM
PLCL Perfil de Liberação de Calor Latente
PPI Plan position indicator
PR Precipitation Radar
prc Área estimada do número de sinais detectados
PRE-STORM Preliminary Regional Experiment for Storm scale Operational and
Research Meteorology
Q1 Fonte aparente de calor
Q2 Sumidouro de vapor
QMHCL Aquecimento devido à liberação de calor latente estimado pelo MHCL
Re Número de Reynolds
RO Rondônia
sgmhv Coeficiente de correlação
SPOL Radar polarimétrico banda S
T Temperatura do ar
TMI TRMM Microwave Imager
TOGA/COARE The Tropical Ocean Global Atmosphere Coupled Ocean Atmosphere
Response Experiment
TRMM Tropical Rainfall Measuring Mission
XIX
UTC Universal Time Coordinated
V Velocidade terminal
Vc Volume de cristais
Vg Volume de agregados
z Escala de altura
Z Refletividade média mensal em uma área
Zdp Diferença de refletividade
Zdr Refletividade diferencial
Zh Fator de refletividade horizontal
Zpr Refletividade do sensor PR
Zspol Refletividade do sensor SPOL
Zv Fator de refletividade vertical
ZCAS Zona de Convergência do Atlântico Sul
ZCI Zona de Convergência do Índico
ZCPS Zona de Convergência do Pacífico Sul
ZCIT Zona de Convergência Inter-Tropical
ZCIT/A Setor Atlântico da Zona de Convergência Inter-Tropical
ZCIT/I Setor Índico da Zona de Convergência Inter-Tropical
ZCIT/P Setor Pacífico da Zona de Convergência Inter-Tropical
α Parâmetro de interceptação da função entre mh e Zpr
β Parâmetro de inclinação da função entre mh e Zpr
∆D Intervalo de tamanho de gotas
∆ρ Diferença de densidade entre o ar próximo a superfície do graupel e o
infinito
Γ Função gama do parâmetro de normalização da função de DTG
XX
κ(D, µ) Parâmetro de normalização da função de DTG
λ Parâmetro de inclinação da função de DTG
µ Constante de deslocamento da função de DTG
µm micrometro
η Viscosidade dinâmica
ρ Densidade do ar
ρx Densidade da água
σ Desvio médio padrão
1
1 – INTRODUÇÃO
A liberação de calor latente pela convecção contribui significativamente nos processos
de grande escala (Simpson, 1988), sendo o seu modulador (Tao et al, 2001). Estes processos
podem afetar a circulação de latitudes médias (Sui e Lao, 1989) e são responsáveis pelo
balanço de calor na atmosfera tropical (Riehl e Malkus, 1958; Yanai et al, 1973).
Tradicionalmente, o termo de aquecimento diabático por liberação de calor latente é
calculado por meio das fontes e sumidouros de calor. Portanto, dependente da magnitude da
divergência da umidade específica, estando sujeita a erros de estimativa. Logo, a correta
estimativa deste termo permite sua utilização em modelos atmosféricos de grande escala (Hou
et al, 2001).
A importância global dos trópicos como fonte de calor foi determinada por Riehl e
Malkus (1958) por meio do estudo da circulação média meridional e o respectivo transporte
de calor de latitudes baixas para médias e altas. Este transporte é maior em 15° de latitude por
causa do máximo do vento meridional. Riehl e Malkus (1958) demonstraram que as nuvens
convectivas profundas poderiam transportar o calor latente liberado pela mudança de fase
para a troposfera superior. Posteriormente, Riehl e Malkus (1961) propuseram que a
convecção cumulus (CC) deveria ser parametrizada em modelos de grande escala, por ocorrer
numa escala menor do que a resolvida pelos modelos de circulação geral e pela velocidade
vertical estar associada à liberação de calor latente (Frank, 1983).
Com o aperfeiçoamento da modelagem numérica, tornou-se importante conhecer o
papel da convecção tropical nestes modelos, cuja interação entre a circulação de grande escala
e a CC era complexa e dominada por processos não lineares (Kuo et al, 1997). A primeira
tentativa de inclusão do efeito da CC foi de Charney e Eliassen (1961), que estudaram o efeito
da liberação de calor latente no crescimento de ciclones tropicais. Porém, o primeiro esquema
2
confiável para melhor representar a sub-grade do modelo foi proposto por Kuo (1965, 1974).
O esquema de Kuo obtém o aquecimento convectivo a partir da convergência de grande
escala. Parte da convergência de umidade é utilizada para umidificar e a outra para aquecer
atmosfera, com conseqüente precipitação.
O esquema de Kuo é simples e utilizado em muitos modelos de previsão mais
modernos, entre eles o modelo ETA do CPTEC, Cachoeira Paulista. Arakawa e Schubert
(1974) propuseram um esquema mais complexo, onde o efeito da subsidência entre nuvens na
sub-grade, além da umidificação causada pela evaporação e esfriamento gerado por gotas
d’água (e cristais) no topo de nuvens deveria ser considerado. O modelo, entretanto, requer
um alto poder computacional. Este fator limitante, de certa forma, foi contornado por uma
versão simplificada conhecida como esquema relaxado de Arakawa-Schubert (Moorthi e
Suarez, 1992).
Nas décadas seguintes diversos modelos foram desenvolvidos para calcular o efeito da
CC e do impacto da liberação de calor latente nos modelos de circulação geral. Todavia, até a
presente data ainda não se chegou a uma teoria geral sobre a parametrização de cúmulos (Kuo
et al, 1997).
Os modelos simulam os efeitos de sub-grade por meio de variáveis da grande escala.
A dinâmica da CC pode ser modelada com a microfísica de nuvens. Estes modelos,
conhecidos como de escala cúmulos (~10 km), simulam um cúmulo-nimbo isoladamente.
Entre estes modelos, cita-se o GPROF e o FSU (Tao, 1993b). Estes modelos, inicialmente,
estimam os conteúdos de hidrometeoros e, a partir destes, se calcula o calor latente liberado.
Este trabalho visa este cálculo já que, até o lançamento do Tropical Rain Measurement
Mission (TRMM), a única maneira de se obter o conteúdo hidrometeoros era por meio de
modelagem.
3
A atmosfera tropical possui três grandes fontes de calor: América do Sul, África e
Indonésia (Krishnamurti, 1973). Estas três fontes são os ramos ascendentes da circulação
assimétrica zonal denominada de circulação de Walker e foram exaustivamente estudadas e
modeladas desde a década de 1970. Estas fontes têm uma relativa variabilidade temporal e
podem ser moduladas por sistemas extra-tropicais (DeMaria, 1985) ou pelo relevo (Gandu e
Geisler, 1991). Elas também geram ondas e padrões de circulação que se propagam ao longo
da troposfera superior (Silva Dias et al, 1983, Gandu e Silva Dias, 1998).
Até o advento dos satélites ambientais, a amostragem temporal e espacial dos sistemas
convectivos tropicais era muito limitada. Inicialmente, os satélites utilizavam sensores
passivos no canal do infra-vermelho, vapor d’água e micro-ondas, com uma limitada
capacidade de medições 3D de sistemas precipitantes. O radar meteorológico PR a bordo do
satélite TRMM, colocado em órbita em 1997 permitiu a realização de medições da convecção
tropical com boa resolução espacial.
O radar de precipitação ou PR (Precipitation Radar) utiliza duas freqüências na banda
Ku (13,796 e 13,802 GHz), que permitem uma alta resolução espacial. Porém, com baixa
sensibilidade (14,0 dBz) (Kozu et al, 2001). O PR é composto por uma antena em forma de
painel (2,3 m x 2,3 m), um transmissor, um receptor e um processador de sinal, entre outros.
A antena é subdividida em 49 unidades e obtem 32 amostras a cada 1,67 µs para cada unidade
e para cada freqüência (Iguchi et al, 2000). Cada unidade tem uma abertura de 0,71°, o que dá
uma cobertura total de 215 km de largura e resolução horizontal na superfície de 4,3 km. Em
agosto de 2001, esta resolução caiu para 5,0 km com a elevação da altura do TRMM. Cabe
ressaltar que o PR também apresenta deficiência quando à amostragem temporal e espacial
devido às suas características orbitais. Apesar desta deficiência, o TRMM tem gerado um alto
volume de amostragens nos últimos anos e nunca obtido (Lang et al, 2003).
4
O presente trabalho visa estudar a intensidade e a distribuição espaço-temporal do
conteúdo de hidrometeoros e do calor latente das regiões tropicais e parte das subtropicais.
Desenvolveu-se um modelo para estimar o conteúdo de hidrometeoros, que foram
classificados em congelados e líquidos, precipitantes e não precipitantes, convectivos e
estratiformes. Estas classificações são necessárias pois, a evolução temporal de um
hidrometeoro num sistema convectivo ou estratiforme determina o perfil de aquecimento
diabático por liberação de calor latente, ou PLCL. O modelo utilizado para obtenção do PLCL
foi o desenvolvido por Tao et al (1990), que o criou para ser aplicado em modelos de escala
cúmulo.
Este modelo foi testado com dados do experimento GATE e com os perfis gerados por
um modelo não hidrostático. O modelo usa os perfis verticais de água de nuvem e chuva e de
cristais e agregados (granizo e flocos de neve) e considera que o aquecimento é dividido em
dois modos: convectivo e estratiforme.
Em geral, o modelo concordou bem com os perfis de aquecimento gerado pelo modelo
não hidrostático usado como referência. Ambos mostraram um máximo de aquecimento nos
níveis inferiores ao nível de degelo, na região convectiva; e um máximo de aquecimento nos
níveis acima deste nível na região estratiforme. Este último era acompanhado por um
esfriamento nas camadas abaixo do nível de degelo. O primeiro máximo de aquecimento é
explicado pela condensação de água de chuva e o segundo pela deposição de gelo. Quanto à
magnitude, o modelo superestimou o aquecimento no nível mais baixo (2,2 K h-1 contra 1,8 K
h-1). O esfriamento devido à evaporação de gotas também foi maior do que no modelo de
referencia.
Tao et al (2001) estimou a taxa de liberação de calor latente com dados do sensor PR e
do sensor de micro-ondas do TMI. Os autores utilizaram os dados medidos durante o mês de
fevereiro de 1998, fazendo um estudo em seis áreas pré-selecionadas. Foram usados três tipos
5
de algoritmos na comparação: o Hydrometeor Heating (HH), o Goddard Space Flight Center
convective-stratiform heating (CSH) e o Goddard Profiling (GPROF).
Tanto o modelo HH como o CSH utiliza os dados de perfis de hidrometeoros e os de
precipitação gerados pelo GPROF. Neste último, as radiâncias simuladas pelo modelo são
comparadas às observadas pelo TMI em seus diversos canais. O GPROF também gera o seu
próprio PLCL. Os dados do PR também são usados no modelo CSH que usa as informações
taxa de precipitação e de proporção de chuva estratiforme.
O CSH utiliza uma tabela com o perfil típico de PLCL normalizado pela precipitação.
Ela é usada como base para o ajuste do perfil. No estudo os autores utilizaram dois perfis
típicos, um para áreas oceânicas e outro para áreas continentais. Sendo estes perfis usados nas
seis áreas pré-selecionadas. Numa outra simulação, os perfis típicos de taxa de liberação de
calor latente, destas áreas, foram usados e comparados com os resultados anteriores.
O GPROF gerou um forte resfriamento na baixa e média troposfera sobre o Pacífico
Norte. O mesmo ocorreu com o CSH, tanto utilizando os dados do TMI como do PR, sobre a
Ásia e América do Norte. O HH não foi capaz de reproduzir as áreas como forte esfriamento
sobre os oceanos e aquecimento sobre terra no nível de 2 km, como gerado pelos demais.
A altitude do maior aquecimento também variou de modelo para modelo. O CSH
mostrou somente um máximo variável com a atividade convectiva. Já o GPROF e o HH
produziram dois máximos, com a variação da altura desta menos sensível a atividade
convectiva. Os três modelos concordaram quanto à amplitude do aquecimento, que variou
entre 4 e 6 K cm-1 de chuva.
A classificação do hidrometeoro em convectivo ou estratiforme utilizada neste
trabalho é fundamentada na técnica Steiner e Houze (1998), que utiliza o gradiente horizontal
de refletividade da área em torno da célula a ser classificada como parâmetro para a
6
classificação. Em conjunto com esta é utilizada uma classificação vertical que verifica a
distribuição vertical do sinal como forma de classificação da coluna.
O modelo desenvolvido por Tao et al (1990) - Tao90 - será adaptado para a estimativa
dos PLCL instantâneos, algo inédito. Também será considerado o uso das constantes de
sublimação e fusão para o cálculo do calor liberado durante a precipitação de gelo, não
considerado no modelo original. Ou seja, a partir dos campos de refletividade, obter-se-ão
campos de hidrometeoros tais como: cristais, gelo, água de nuvem e de chuva, que serão
usados para o calculo do PLCL. O conjunto formado pelo modelo de hidrometeoro e de PLCL
foi nomeado Modelo de Hidrometeoros e Liberação de Calor Latente (MHCL).
Rotineiramente, os dados do radar de precipitação (PR) a bordo do TRMM são
comparados com os radares instalados na superfície. Estes radares estão estrategicamente
localizados em algumas áreas do globo: Darwin (Austrália) e Kwajalein (Polinésia). No
presente estudo, a comparação será feita com o radar SPOL do Experimento TRMM/LBA em
Rondônia (RO) e que esteve ativo entre os meses de Janeiro e Fevereiro de 1999.
No presente trabalho será utilizada a estimativa feita do conteúdo de hidrometeoros (g
kg-1) pelo SPOL, como ponto de partida para se obter o conteúdo destes, a partir dos campos
de refletividade do PR/TRMM. Para isto, se aplicará a técnica de correlação entre campos de
médios horizontais de refletividade conforme Bolen e Chandrasekar (2000). Esta relação
dispersão foi usada para todo o globo.
O modelo MHCL, por fim, será adaptado para a escala global. Nesta etapa serão
verificados os problemas inerentes a mudança de escala. Tais como a estimativa do conteúdo
médio de hidrometeoros a partir do valor médio mensal de refletividade. Também será
estimada a taxa de aquecimento médio mensal levando-se em conta a cobertura média mensal
feita pelo PR/TRMM.
7
O período analisado vai de Dez/1997 até Nov/2002, com dados médios mensais. Na
etapa inicial, tanto o modelo de hidrometeoros quanto o de liberação de calor latente, a partir
de agora chamados de Modelo de Hidrometeoros e liberação de Calor Latente (MHCL) serão
testados e comparados, utilizando-se os dados obtidos durante o projeto LBA/TRMM.
Por fim, serão analisados os PLCL globais e sua variabilidade sazonal e interanual.
Como base de comparação serão utilizados os valores de PLCL obtidos a partir dos dados
médios mensais da re-análise do NCEP para o cálculo das fontes aparente de calor e
sumidouros de vapor, conforme definido por Yanai et al (1973) e as estimativas feitas com as
medições do TMI e calculadas com o GPROF.
8
2 – METODOLOGIA
O Experimento TRMM/LBA utilizou um radar meteorológico polarimétrico Banda-S
no estado de Rondônia, a partir de agora nomeado SPOL/RO, um radar meteorológico Banda-
C e uma rede de radiossondas , além de outros sensores indicados na Fig. 1.
O SPOL/RO opera na faixa de freqüência entre 2,7 a 2,9 GHz com polarização
horizontal e vertical que gera um pulso de 1,2 Mw com PRF entre 325 a 1300 Hz. A
sensibilidade é de -10 dBZ, muito maior do que a do radar do TRMM/PR (14,5 dBZ). O
efeito dos lóbulos secundários é reduzido e os canais verticais e horizontais são bem isolados,
além de um moderno sistema dual de recepção dual (Lutz et al, 1995).
Figura 1 - Área coberta pelo experimento TRMM/LBA em Rondonia, onde é mostrada a
distribuição dos sistemas de medição utilizados. As cores indicam a topografia. As escalas
horizontal e vertical indicam, respectivamente, a longitude e a latitude. Os círculos indicam a
área de abrangência dos radares TOGA e SPOL.
9
O radar SPOL mede e estima nove variáveis polarimétricas: Zh (fator de refletividade
horizontal) e Zv (fator de refletividade vertical); destas duas se obtém a Zdr (refletividade
diferencial); Zdp (diferença de refletividade); Kdp (diferencial de fase específica); LDRhr (razão
de despolarização linear); sgmhv (coeficiente de correlação); Hdr, (refletividade diferencial
para o granizo) e hs (dual-wavelength hail signal). Além destas variáveis, mede-se a
velocidade radial. Mais detalhes podem ser obtidos em Rocco (2003).
2.1 – Dados
Foram utilizados os campos de refletividade horizontal (dBz) volumétrica do radar
SPOL e do PR/TRMM, e os conteúdos de hidrometeoros (gelo e água) gerados pelo primeiro
Experimento LBA em Rondonia. Os dados do SPOL tinham uma resolução horizontal de 2
km e vertical de 500 m e o PR/TRMM, 4,3 km e 250 m, respectivamente. Os do SPOL foram
reduzidos para a resolução horizontal do PR/TRMM.
Houve vinte varreduras de ambos com precipitação medida. Somente quatro delas com
diferença temporal entre as varreduras de ambos o SPOL e o PR menor do que cinco minutos.
Selecionaram-se os dias: 18 de Fevereiro, 01, 03 e 24 de Março neste estudo.
Os campos médios mensais para a refletividade horizontal (dBZ) nos níveis de 2, 4, 6,
8 e 10 km com uma resolução horizontal de 5° x 5°. Além destes, utilizou-se a refletividade e
altura média da Banda Brilhante, o número total de dados registrados por grade e por altura no
mês. Todos os dados acima foram separados de acordo com sua classificação em convectivo e
estratiforme.
Os dados do PR/TRMM foram obtidos no seguinte sítio:
(http://lake.nascom.nasa.gov/data/dataset/TRMM/01_Data_Products/)
10
Neste endereço eletrônico, todos os campos com índice 2 (ex. 2a23, 2a25) se referem a
uma órbita específica. Já os campos com índice 3 (ex. 3a25, 3a23) são médios mensais e estão
em pontos de grade de 0,5° e 5° graus de resolução.
Para efeito de comparação foi calculada a fonte aparente de calor (Q1) e sumidouro de
vapor (Q2) conforme definido por Yanai (1973). Estes termos foram obtidos por meio dos
campos médios mensais de vento, umidade e temperatura da re-análise do NCEP. O período
usado nos campos mensais foi o de Dez/1997 a Nov/2002. Os dados foram reduzidos para
uma resolução horizontal de 5° graus e na vertical foram tomadas alturas de 2, 4, 6, 8 e 10km,
as mesmas usadas nos campos de refletividade médios mensais do PR/TRMM.
2.2 - Método de interpolação
Os dados orbitais gerados do TRMM/PR estão numa grade irregular, com média de
4,5 km de resolução. O do SPOL numa resolução média de 2 km. A fim de se poder
corretamente compará-los, se fez uma interpolação para uma grade de 0,04 graus, onde todo o
dado dentro foi utilizado para obter o valor médio, de acordo com:
∑
∑=
=
=
== ni
ii
ni
ii
m
N
ff
1
1 1.1
onde,
fi é o variável a ser interpolado dentro da área de varredura e;
Ni é o número de dados dentro desta área.
11
2.3 - Classificação dos sistemas estratiforme e convectivo
A classificação de um sistema em estratiforme ou convectivo é de grande importância
para uma melhor estimativa de uma relação de dispersão (Iguchi et al, 2000) e para uma
melhor estimativa dos perfis de aquecimento e resfriamento devido à mudança de fase
(Brown, 1979; Leary e Houze, 1979a; Lang et al, 2003; etc.), responsáveis importantes
padrões atmosféricos de grande escala (Silva Dias, 1983; De Maria, 1985; Gandu e Geisler,
1991; Gandu e Silva Dias, 1998; Yanai e Tomita, 1998).
No presente estudo serão utilizadas duas técnicas. A primeira, consiste em comparar a
intensidade da variável a ser classificado com o valor médio da mesma dentro de uma área no
seu entorno. A classificação é feita para níveis abaixo da isoterma de 0°C, normalmente sendo
o nível de 3 km. Os pontos de grade que superam o limite de 40,0 dBz são automaticamente
classificados como convectivos. Esta técnica foi desenvolvida por Steiner et al (1995) e é uma
das empregadas pelo algoritmo de classificação do PR/TRMM.
A segunda técnica também é utilizada para o TRMM, conhecida como Técnica de
Referencia de Superfície (Iguchi e Meneghini, 1994). Onde são verificadas as características
do perfil vertical da célula. Se a BB é detectada, esta célula é classificada como estratiforme.
Caso contrário é usado à técnica de Steiner é utilizada como critério de classificação.
Lang et al (2003) estudou o impacto dos diversos métodos de classificação na correta
quantificação dos PLCL’s. Apesar das diferenças encontradas, quanto à magnitude desta
última, a estrutura vertical (convectivo e estratiforme) não apresentou diferença. Também foi
apontado que devido à falta de dados é virtualmente impossível justificar o uso de uma
técnica de classificação mais específica.
12
2.4 - Comparação entre os perfis do TRMM e do SPOL
Conforme já foi bem posto por Bolen e Chandrasekar (2000), a comparação ponto a
ponto entre um radar de terra e outro orbital pode gerar falsos gráficos de dispersão. Sendo
esta fonte de erros devido a variações na altura do satélite e diferenças na forma de varredura.
Demonstrou-se que o viés, em média, entre um radar banda S e um outro de banda Ku é
negativo, sempre.
De acordo com Anagnostou et al (2001), a magnitude do erro na medida de
refletividade entre radares de superfície e o sensor PR não é dependente da intensidade do
sinal do PR. Havendo, também, um viés negativo entre estes.
Assim sendo, fez-se no presente estudo a correlação entre os valores médios de cada
CAPPI (Constant altitude plan position indicator), entre os sinais do SPOL/RO e do PR. A
correlação foi obtida a partir do valor médio do sinal original numa área quadrada de 200 por
200 km com centro no radar SPOL. Também foi suposto que a diferença entre o sinal
recebido por um radar banda-S e um outro banda-Ku fosse desprezível para valores baixos de
refletividade e cresceria exponencialmente em função da refletividade como:
bspolpr ZZ =
onde,
Zpr e Zspol são a refletividade do sensor PR e do SPOL (dB) e;
b é o coeficiente a ser obtido por ajuste.
Aplicando uma função logarítmica e multiplicando por um fator de 10; a função ficaria
com a seguinte forma:
13
)( spolpr dBzbdBz = 1.2
onde,
dBzpr e dBzspol são dados em dBz;
A relação acima foi calculada separadamente para os sistemas classificados com
estratiforme e convectivo, conforme a técnica de separação exemplificada acima.
Feito a correlação, esta foi aplicada no campo de refletividade do SPOL. A
refletividade que em tese é uma simulação do sinal recebido pelo PR, foi correlacionado com
os dados de conteúdo de hidrometeoros dos campos originais de refletividade do SPOL. A
função de correlação é dada pela expressão abaixo:
βα prh Zm = 1.3
onde,
mh é o conteúdo de hidrometeoros (líquido ou gelo) em g kg-1, e
“α” e “β” são parâmetros adimensionais obtidos por ajuste.
Esta função obedece a formula clássica de dispersão, sendo utilizada para o computo
de conteúdo de hidrometeoros (Lilly, 1964; Smith et al, 1975; Smith, 1984).
2.5 - Estimativa do conteúdo de agregados de gelo nos níveis abaixo da isoterma de zero
Grau.
Nas camadas de nuvens que se encontram acima do nível de degelo, são encontrados,
desde os níveis mais baixos, cristais e, principalmente, já na fase madura do sistema,
14
agregados (neve, graupel e granizo). A partir do nível de derretimento, tem início o degelo
dos agregados. Em sistemas convectivos, o esfriamento causado pelo derretimento destes
agregados é pequeno. Porém, não desprezível na fase madura da convecção, se comparado ao
aquecimento gerado pela condensação da fase líquida (Tao et al, 1990). Entretanto, este já é
mais importante em sistemas estratiformes.
Portanto, é de grande importância ter uma boa estimativa até onde se pode encontrar
agregados em sistemas estratiformes. Para se obter a massa derretida, estimou-se esta a partir
da relação de difusão de vapor e de calor. Na relação abaixo, adaptada de Cotton e Anthes
(1989), se supõem que todo o calor liberado pelo derretimento da superfície do graupel é
unicamente usado para resfriar a atmosfera ao redor, por meio da difusão de calor e
evaporação da massa líquida gerada na superfície do graupel:
( ) [ ]ρπ ∆−=+ vvTgwf DLTKfDdtdmTcL (Re)2 1.4
onde
Lf é o calor latente de fusão (erg g-1);
Cw é a condutividade térmica da água (erg g-1 K-1);
Lv é o calor latente de evaporação;
Dv é a difusividade do vapor (cm-2 s-1);
Kt é a difusividade do calor (erg cm-1 s-1 K-1);
Dg é o diâmetro do graupel (cm);
∆ρ é a diferença de densidade entre o ar próximo a superfície do graupel e o infinito, e
(g cm-3);
f(Re) é o fator de ventilação de Reynolds dado por:
15
5,0Re*22,01(Re) Nf += 1.5
onde,
Re é o número de Reynolds.
A distribuição dos agregados é suposta ser do tipo exponencial com um parâmetro de
interceptação de 0,04 cm-4 (Smith, 1975). O termo dt é obtido a partir da velocidade terminal
do graupel.
2.6 - Estimativa do conteúdo de água para os níveis acima da isoterma de zero grau.
De forma similar à metodologia aplicada no item anterior; o conteúdo de água super-
resfriada foi calculado para os níveis acima da linha de derretimento. Para o cálculo, usaram-
se os parâmetros da relação de dispersão para fase líquida (Eq. 1.3), aplicando-os por toda a
camada acima do nível de degelo.
A estes valores é aplicado um fator ponderador que corrige o conteúdo de água. Já que
a Eq. 1.3 é valida somente para um meio sem mistura com gelo. O fator ponderador seguiu,
em parte, a aquele dado em Iguchi et al (2000). Neste artigo, a proporção de água líquida é de
0,17 na BB, ou no nível de degelo, quando não houver esta última. De 0,017, 500 m acima da
BB, ou de 750 m, quando não houver BB (o que é sempre o caso do setor convectivo), e de
0,011 no topo das nuvens.
Porém, como foi visto durante a análise, as proporções propostas por Iguchi et al, não
se ajustam, pelo menos no que se refere ao setor convectivo, com aquelas derivadas por meio
do sensor TMI para região de Rondônia. Nesta região, a proporção de água nas camadas
acima do nível de degelo é bem maior do que aquela utilizada para se estimar a taxa de
16
precipitação no PR/TRMM (que foi usada em Iguche et al, 2000). No nível de degelo, a
proporção é de 0,50, decrescendo somente para 0,42, 750 m acima deste e chegando a 0,010
no topo das nuvens. Durante a análise será mostrada a diferença entre os perfis obtidos com as
duas proporções.
2.7 - Estimativa do conteúdo de agregados e de cristais de gelo
Do conteúdo total de gelo, parte deste é composto por cristais e parte por agregados.
Nas camadas próximas do nível de derretimento, há uma maior concentração de agregados do
que cristais. Segundo Gagin (1971, apud, Pruppacher e Klett, 1978), a concentração cresce
em um fator de dez, a partir de 0,01 cristais por litro, para nuvens com temperaturas de topo
da ordem de -5°C, a até 10 partículas por litro com nuvens com temperaturas de topo da
ordem -25°C.
Heymsfield (2003) estudou o comportamento dos cristais de gelo obtido por balões
sonda, aviões, para as regiões tropicais e temperadas. Ele estudou o comportamento dos
parâmetro µ, γ e N0 e Dm. Derivados da equação gama desenvolvida por Ulbrich (1983),
normalizada por Dou et al (1999b), conforme formulação abaixo:
DeDNN λµκ ),(0= 1.6
onde,
N é o número de cristais dentro do intervalo D+∆D (cm-4);
N0 é o parâmetro de interceptação (cm-4);
λ é o parâmetro de inclinação (cm-1);
17
µ constante de deslocamento da função de distribuição do número de cristais;
κ(D, µ) é o parâmetro de normalização definido como:
µµ
µµµκ
+Γ
+Γ=
+
mDDD
)4()67,3(
67,3)4(),(
)4(
4 1.7
onde,
D é o diâmetro médio no intervalo e;
Dm o diâmetro médio dado por:
λ
µ+=
67,3mD 1.8
Γ(4+µ) pode ser definido pela integral:
dtt∫ −+−=+Γ1
0
)14())ln(()4( µµ 1.9
Para Γ(4) faz-se µ=0 em 1.9.
Heymsfield correlacionou estes parâmetros (N0, λ, µ) entre si e com a temperatura na
vertical. Para a relação entre parâmetro de inclinação (λ) e a temperatura ele propôs duas
relações:
( )Te 114,080,5 −=λ para T> -18°C
1.10
18
( )Te 042,025,20 −=λ para T< -18°C
Para µ versus λ, tem-se:
( ) 0,2076,0 80,0 −= λµ 1.11
Para o parâmetro de interceptação:
( )λ112,00 0015,0 eN = 1.12
E, finalmente, para o diâmetro máximo ponderado pela massa (Dmax) versus λ:
( )81,0max 212,5 −= λD 1.13
Todas estas relações são válidas para as regiões tropicais monitoradas pelo
PR/TRMM.
Com base nas formulações 1.10 a 1.13, calculou-se a distribuição de cristais de gelo
dada pela relação de DTG (Eq. 1.6). Como limiar de separação entre cristais e agregados
escolheu-se 500 µm (Pruppacher e Klett, 1978). Para se achar as devidas proporções de
cristais de gelo, calculou-se o volume contido entre cada limiar, conforme relação abaixo:
)/( cgcc VVVC += 1.14
onde,
19
Cc é o percentual de cristais,
Vc é o volume de cristais, e
Vg é o volume de agregados.
Para o percentual de agregados basta fazer 1 - Cc.
2.8 - Estimativa do conteúdo de água de chuva e água de nuvem
Na falta de uma metodologia como a utilizada no item anterior, utilizou-se o perfil
calculado pelo sensor TMI, também instalado no TRMM. Fez-se uma média na área e em
cada nível com observação, do conteúdo de água de chuva e de nuvem estimado por este
sensor para Rondônia. Com base na razão entre as duas massas médias, supôs-se que haveria
um µ médio função da altitude. Tomando-se a relação de DTG (Eq. 1.6), se obteve
numericamente o valor de µ para cada nível conforme a relação abaixo.
( ) ( )
( ) ( )∑
∑−
−
=5000
240
240
0
),(
),(
D
D
D
D
D
D
c
n
eDD
eDD
mm
λµ
λµ
µκ
µκ 1.15
onde,
mn e mc são, respectivamente, o conteúdo de água de nuvem e de chuva;
D10, o diâmetro mínimo do espectro de gotas;
D240, o diâmetro máximo do espectro de gotas, e;
D5000, o diâmetro máximo teórico do espectro de gotas.
Os termos no lado direito da função gama na forma completa.
20
O parâmetro de inclinação (λ) é função de conteúdo de água líquida total conforme
Ulbrich (1983) e é definido como:
µ
ρµπρλ
+
+Γ=
41
0
6)4(
x
x
qN 1.16
onde,
ρx e densidade da água (g cm-3) e ;
ρ é a densidade do ar (g cm-3).
Γ(4+µ) é calculado em 1.9.
Ulbrich (1983) indicou uma relação entre N0 e µ. Porém, Chandrasekar e Bringi
(1987) demonstraram que a relação é instável e dependente do método de ajuste, limitando a
utilidade da relação. No presente trabalho, o valor do parâmetro de interceptação será o usado
por Viltard et al (2000) em 0,017 cm-4 para nuvens convectivas e 0.048 para nuvens
estratiformes.
2.9 - Modelo de aquecimento diabático devido à liberação de calor latente
O modelo utilizado para o calculo do aquecimento diabático foi proposto por Tao et al
(1990), que utiliza os fluxos verticais dos hidrometeoros precipitantes (agregados e chuva), e
parte da massa dos ditos não precipitantes (cristais e gelo), para calcular a energia liberada
durante o processo de mudança de fase.
No caso dos hidrometeoros precipitantes, a taxa de aquecimento diabático é
basicamente resultante dos fluxos verticais (Tao et al, 1990; Smith, 1994).
21
dzdmV
cL
dtdT
p
−= 1.17
onde,
L é o calor latente (condensação para água e sublimação/fusão para o gelo) (J kg-1);
cp é o calor específico (J kg-1 K-1);
m é o conteúdo de hidrometeoro (água ou agregado) (g/g);
V é a velocidade terminal do hidrometeoro (m s-1) dado por:
ρη
DNV Re= 1.18
onde,
NRe é o número de Reynolds;
η é a viscosidade dinâmica (g cm-1 s-1), e;
D é o diâmetro do hidrometeoro (cm).
Se dm/dz na Eq. 1.17 for negativo, estará havendo condensação, ou deposição
dependendo do nível, na camada. Caso contrário, estará ocorrendo evaporação, ou sublimação
em função da altitude.
No caso da fase gelo, os processos microfísicos são um pouco mais complexos.
Conforme observado por Lang et al (2003) para o experimento PRE-STORM (Preliminary
Regional Experiment for Storm Scale Operational and Research Meteorology) e
TOGA/COARE (The Tropical Ocean Global Atmosphere Coupled Ocean Atmosphere
Response Experiment), entre os níveis de 4 e 6 km, o congelamento responde pela maior parte
22
do aquecimento. Já entre 6 e 9 km, a deposição se torna predominante. Para que o modelo
responda melhor a esta situação, propôs-se neste trabalho a seguinte correção:
ai
i
mmmcorr+
= 1.19
onde,
ma é o conteúdo total de água (água de nuvem + chuva) e (g g-1);
mi é a conteúdo de cristais.
Assim a relação 1.17 pode ser dividida em dois termos:
( )[ ]dzdm
cVcorrLcorrL
dtdT
pfs )1−+−= 1.20
onde,
Ls e Lf são calores latentes de sublimação e fusão, respectivamente.
O primeiro termo representa a contribuição do aquecimento devido à deposição de
vapor sobre agregados, e cujo processo seria mais importante entre 6 e 9 km de altura. O
segundo termo seria devido ao congelamento de gotas d’água super-resfriadas capturadas por
estes agregados.
Para o cálculo da contribuição do hidrometeoros não precipitantes utiliza-se a massa
estimada de cristais de gelo e água de nuvem. Como já salientado, nem toda a massa presente
é usada para aquecer a atmosfera instantaneamente. Alias, parte dela é preexistente em virtude
da liberação da energia num momento anterior. Em Tao et al (1990), a massa que
23
instantaneamente estaria condensando ou sublimando, no caso da fase gelo, foi estimada pelo
parâmetro coef da ordem de 0,15 da massa pré-existente.
Posteriormente, Tao et al, (1993b) elaboraram uma forma menos empírica para estimar
este parâmetro. Segundo os autores, a massa que instantaneamente seria usada para aquecer a
atmosfera poderia ser estimada a partir da taxa de aquecimento. Estimado a partir da taxa de
precipitação em superfície e do aquecimento devido aos fluxos verticais de agregados e água
de chuva. A constante coef foi definida como:
∫
∫
∆
+
∆−
=topo
basei
p
sn
p
f
topo
basep
v
zmcLm
cL
zdtdTP
cL
coefρ
ρ0
1.21
onde,
P0 é a taxa de precipitação (mm h-1) na base de referência;
mn e mi é o conteúdo de água de nuvem e cristais (g g-1), respectivamente.
Assim, a formulação da contribuição para a taxa de aquecimento diabático dos
hidrometeoros não precipitantes é dada como segue.
)(mcoefcL
dtdT
p
= 1.22
onde,
m (g g-1) é o valor médio do conteúdo de água de nuvem ou cristal entre os níveis zk+1-
zk-1.
24
Seguindo a metodologia de Tao et al (1990), o aquecimento devido à água de chuva na
região estratiforme e a evaporação na região convectiva são da ordem de três vezes menores
que os demais termos. Não sendo, portanto, computados.
No presente trabalho, o parâmetro coef será calculado para a região convectiva e
estratiforme, separadamente.
2.10 – Adaptação do MHCL para os campos médios mensais.
2.10.1 – Calculo do conteúdo de hidrometeoros
O MHCL foi originalmente desenvolvido para computo de valores instantâneos.
Porém, estes agora precisam ser adaptados para os campos médios mensais. A primeira fase
do processo de adaptação se deu na estimativa de hidrometeoros. A questão que se pôs foi a
seguinte: Se um dado valor médio mensal de refletividade fosse aplicado à relação 1.3, o valor
do conteúdo do hidrometeoro obtido seria muito diferente do daquele obtido, se se fizesse à
média mensal dos hidrometeoros? Certamente que sim. Porém, qual seria o grau? Para
resolver este dilema, fez-se uma simulação com os dados medidos em Rondônia.
Primeiramente, se fez a média da refletividade, aplicando, em seguida, a relação 1.3, para se
obter a conteúdo médio, com a finalidade de compara-los ao valor médio massa de
hidrometeoros para o mesmo período e região. Os resultados indicam que o parâmetro β da
relação 1.3 diferem pela seguinte relação:
'
1
ββ ZZn
=∑ 1.23
25
onde Z é a refletividade média mensal em uma área e;
β’ é o parâmetro de inclinação para que a igualdade na Eq. 1.23 seja mantida.
Entretanto, como será visto adiante, apesar da diferença entre β e β’ ter ficado na
segunda casa decimal, o erro na estimativa do conteúdo de hidrometeoros estimado, se β fosse
substituído por β’, foi da ordem da quinta casa decimal para menos. Ou seja β’ e β são
virtualmente idênticos.
2.10.2 – Calculo da liberação de calor latente
Depois da estimar-se de conteúdo de hidrometeoros estimou-se os perfis de liberação
de calor latente (PLCL). O MHCL foi adaptado e aplicado para a escala global. A estimativa
do conteúdo de hidrometeoros foi obtida com o modelo sem modificações importantes.
Porém, para se estimar a correta liberação de energia devida a cada um dos componentes
(água e gelo), algumas consideração tiveram que ser feitas. A primeira delas foi a de
normalizar a amostragem mensal com relação à freqüência de amostragem e a área. O satélite
TRMM tem uma órbita com uma inclinação tal que o seu apogeu ocorre em 35.0°N/S de
latitude e um tempo de órbita de 91,3 min. Depois de Agosto de 2002, o tempo de órbita
aumentou para 93,0 min, com a colocação do satélite em uma órbita mais elevada.
Em um dia, o TRMM perfaz 15,8 voltas em torno do globo, varrendo, com o sensor
PR, uma largura de 211 km (245 depois da mudança da altura da órbita). Dado às
características orbitais, na região equatorial, o sensor PR passa, em média, uma vez por dia
em uma área de 5° x 5° graus (Lin et al, 2002). Esta freqüência de varredura aumenta pouco
até a latitude de 20°. A partir desta faixa, a freqüência cresce rapidamente, atingindo valores
de 75 varreduras médias por mês em 35,0° e depois caindo rapidamente no limite superior da
órbita. Ou seja, em média, em um dia, a área coberta do globo é da ordem de 44% da área
26
total entre 37,5°N/S. Lin et al (2002) também observaram que há mais varreduras no período
do dia ou da noite dependendo do hemisfério e do mês.
No presente trabalho, com dados médios mensais com resolução horizontal de 5°, o
sensor PR, ao passar sobre uma área qualquer, varre apenas parte desta área, perdendo
informação referente às áreas não varridas. Ponderou-se as áreas de diferentes magnitudes e
diferentes varreduras, por meio do valor das passagens mensais em cada ponto de grade pelo
número de pontos de grade. Como o radar passa duas vezes sobre uma mesma faixa
equatorial, o número de pontos é multiplicado por dois. Uma outra forma de se calcular seria
estimar a área de varredura do sensor PR numa dada faixa de latitude e dividi-la pela área
total do anel entre as duas latitudes. Concluindo, a área estimada do número de dados numa
determinada altura (prc(k)) em uma determina latitude será dado por:
241
)()(
)()(
αα perkN
Aakprc = 1.24
onde, per(α) é a porcentagem média latitudinal da cobertura do PR/TRMM;
N(k) é o número de dados em um mês numa área de 5°x5° em uma determina altura k;
a é resolução horizontal do sensor PR (km) e;
A(α) é o valor da área de 5°x5° (km) numa dada latitude.
Na prática, N(k)/per(α) representaria o número médio de sinais surgidos em cada
intervalo de uma hora numa área de 5°x5°. O fator 1/24 faz com que a amostragem fique
numa amostragem horária. O satélite TRMM realiza 474 órbitas por mês, o que equivale a um
dia de medições a cada três minutos de um satélite geo-estacionário (ou seja, 1440 min sobre
474).
27
O segundo passo, mais complexo, requereu algumas aproximações. A estimativa da
energia liberada por cada hidrometeoro seguiu alguns critérios. Por exemplo, quando se
calculava evaporação devido a gotas precipitantes (Evap) em um determinado local, não era
calculada a energia liberada pela condensação de gotículas de nuvem (CondN), mesmo que
houvesse gotículas, em virtude do predomínio da evaporação. O modelo foi adaptado para a
escala global, mas a proporção entre os locais com evaporação e condensação na região
estratiforme, dentro da grade não pode ser estimada.
Uma alternativa seria utilizar os dados do experimento do LBA em Rondônia, região
de referência para o estudo. Nesta, a razão entre evaporação e condensação foi da ordem,
respectivamente, de 60% e 40%. Porém, com a primeira proporção diminuindo com a altura e
chegando a quase zero nas camadas logo abaixo da linha de degelo. Todavia, estes resultados
são válidos apenas para aquela região, já que há regiões onde claramente há uma
predominância da evaporação. Como exemplo, se podem citar os grandes desertos oceânicos.
E ainda as regiões de convecção extra-tropicais. Assim, preferiu-se iniciar com 50% em 800
hPa (~2 km) para cada termo, com uma extrapolação até o nível de degelo, onde a
condensação foi estimada em 100%.
Como base de comparação do MHCL foram computados os valores de sumidouro de
vapor (Q2) e de fonte aparente de calor (Q1), a partir dos dados das re-análises do NCEP. E,
também, com os dados de aquecimento diabático derivados do sensor TMI.
No trabalho clássico de Yanai et al (1973), o balanço de energia foi separado em dois
componentes da grande escala. Um componente denominado fonte aparente de calor (Q1) e
outra de sumidouro de vapor (Q2). No primeiro a variação temporal da energia estática seca
(cpT+gz) é igual ao efeito da radiação de onda longa, que é normalmente negativa, mais o da
energia devido condensação menos evaporação e da convergência vertical do transporte
turbulento de calor sensível. Já Q2 pode ser estimado a partir da divergência de vapor da
28
grande escala, sendo igual à condensação menos a evaporação mais a convergência vertical
do transporte turbulento de umidade.
Tao et al (1993a) demonstrou que no termo de Q1, o aquecimento pela liberação de
calor latente, ou seja, Lv*[c-e] domina os outros dois termos nas médias espaciais e temporais
de longo período (Olson et al, 1999). Assim, estimando-se a energia liberada dada pelos
hidrometeoros precipitantes e não-precipitantes, ter-se-ia uma excelente estimativa da energia
total liberada na atmosfera.
Por fim, como apontado por Tao et al (2001), o presente modelo não estimou o
esfriamento devido à evaporação em áreas oceânicas adequadamente. Esta ineficiência se
deve, em grande parte, a uma incapacidade física do radar em somente ser sensível à gotas de
água ou gelo. Portanto, não há forma de se estimar o que é evaporado no espectro de gotas
pequenas. Apesar desta ser importante no setor estratiforme (Tao et al, 1990). No presente
estudo, esta deficiência foi minimizada, supondo-se que a massa de gotas de nuvem ou de
cristais evaporada/sublimada seria calculada nas áreas onde medida da região estratiforme
seria menor que a media mensal. Todavia, esta estimativa não permite avaliar a massa
convertida em vapor, instantaneamente. Desta forma, supôs-se que se esta conversão, ou seja,
um coef_evp também dado em s-1, seria inversamente proporcional ao termo coef e poderia ser
estimado a partir do resíduo entre o MHCL e o termo Q2 (supondo que o termo convergência
vertical do transporte turbulento de umidade seja muito pequeno nas áreas mais secas) no
NCEP (National Center for Environmental Prediction) conforme a relação abaixo.
coefkprckprcc
kLskmkLvkmQQkevpcoefp
inMHCL +
−
+−=
))()(()]()()()([)()(_ 2 1.25
onde, coef_evp(k) é a taxa de evaporação/sublimação no setor estratiforme (s-1);
29
QMHCL e Q2 são, respectivamente, o aquecimento estimado pelo MHCL e pelo NCEP
(K s-1);
mn e mi, os conteúdos de água de nuvem e de gelo (g g-1);
)(kprc é a média global de prc(k) dado por 1.24.
Esta relação é valida somente para regiões onde prc(k) é menor que a média global e
para o setor estratiforme. Esta relação é válida se for considerada que áreas com menor
número de dados áreas são fontes de vapor. Daí, ao se subtrair da média global ( )(kprc ),
estas áreas ficam negativas.
30
3 - RESULTADOS
Durante o experimento TRMM/LBA ocorreram os eventos de chuva moderada a forte
sobre a área de cobertura do radar SPOL. Porém, poucos com medições do satélite TRMM.
Destes eventos, somente em quatro, o intervalo entre as varreduras dos dois sensores foi
menor do que quatro minutos. Estes quatro conjuntos de medidas foram obtidos nos dias
18/01 e 01, 03 e 24/02. Os horários e as diferenças entre estes estão na Tabela 1.
Tabela 1 - Calendário de passagens do TRMM e de varreduras coincidentes do SPOL sobre a
área de cobertura durante o experimento TRMM/LBA obtidos nos meses de Janeiro e Fevereiro
de 1999.
Órbita
(TRMM) Dia
Varreduras do TRMM
(UTC) Varreduras do SPOL (UTC)
Diferença
(SPOL-TRMM)
6572 18/01 15 h 55 min 15 h 51 min 4 min
6795 01/02 18 h 25 min 18 h 25 min 0 min
6826 03/02 17 h 37 min 17 h 40 min 4 min
7150 24/02 06 h 45 min 06 h 41 min -4 min
Na Figura 2 podem ser vistos os CAPPIs de 3 km obtidos pelo SPOL e PR/TRMM.
Nestes quatro dias houve bastante convecção sobre o local de varredura. No dia 18/01, a
convecção esteve restrita a uma célula ao sudoeste e ao nordeste, com valores entre 24,0 e
28,0 dBz e 28,0 e 30,0 para os radares PR e SPOL, respectivamente. No dia 01, a
precipitação foi do tipo células convectivas isoladas e ao leste do SPOL, com refletividades
acima de 32,0 dBz, com picos em torno de 40,0 dBz.
31
Figura 2 – CAPPI de 3 km dos radares PR (esquerda) e SPOL (direita) medido em
Rondônia nos dias 18/Jan e 01/02 de 1999 (A) e 03 e 24 de Fevereiro (B) durante o
LBA/TRMM. A escala de cores indica o valor da refletividade (Dbz). A escala horizontal
indica a longitude e a vertical a latitude.
32
Figura 2 – Continuação.
33
No dia 03/02 a convecção estava mais ampla, ocupando uma área maior do sudoeste e
o noroeste. Valores de refletividade de até 36,0 dBz foram medidas por ambos os radares ao
sudoeste e de até 40,0 dBz ao noroeste. No dia 24/02, a atividade convectiva esteve restrita
aos quadrantes sul e oeste. O SPOL mediu duas áreas com convecção e o PR três áreas.
Novamente, a área com a menor célula convectiva (ao oeste) era a que apresentava os maiores
valores de refletividade.
A Figura 3 mostra os perfis de células classificadas como convectivas e estratiformes
para os radares SPOL e PR, respectivamente. Em geral, a refletividade do PR tendeu a ser
maior do que a do SPOL, com uma maior diferença no setor estratiforme. Este viés positivo é
facilmente explicado pelo efeito do retorno anisotrópico do sinal emitido pelo radar. Para
Bolen e Chandrasekar (2000), o efeito não-Rayleigh se torna mais importante para objetos
“iluminados” que tenham diâmetro maior que 1/16 avos do tamanho do comprimento de
onda. Segundo a lei de Rayleigh, o retro-espalhamento por um hidrometeoro é proporcional
ao inverso do comprimento de onda elevado a quarta potência. Para o comprimento de onda
do PR de 2 cm, a energia retro-espalhada por hidrometeoros com mais de 1250 µm seria
anisotrópica. Para o SPOL, este efeito só ocorreria para hidrometeoros dez vezes maiores.
Efeitos de anisotropia são pequenos para radares com comprimento de onda maior do que 10
cm (Doviak e Zrnic, 1993). Assim sendo, a maior diferença na região estratiforme foi devido
a maior concentração de gotas pequenas.
A Banda Brilhante (BB) aparece claramente no radar PR que tem uma maior resolução
vertical que o SPOL (250 m contra 500 m). Ela ocorreu em três dos quatro dias estudados, e
ficou situada numa altitude de 4,5km, com refletividade máxima entre 24,0 e 28,0 dBz. No
dia 01/02 observou-se um máximo de refletividade em 7,5 km na região estratiforme. A
diferença entre os dois perfis estratiformes foi da ordem de 2,0 dBz, com uma menor
diferença detectada no dia 03/02. A altitude do último sinal detectado na região estratiforme
34
foi de cerca de 8,5 km, com um mínimo de 16,0 dBz no dia 24/02 e máximo de 18 dBz no dia
01/02.
Na região convectiva, a diferença entre as refletividades medidas foi maior nas
altitudes acima da linha de degelo. O máximo na refletividade em altitudes acima de 6 km se
deve a forma irregular dos cristais de gelo que têm diferentes seções de retro-espalhamento
horizontal quando iluminados pelo feixe do radar PR (vertical) e um outro horizontal (SPOL).
Abaixo da linha de degelo, a diferença só aumentou devido à atenuação do sinal do PR,
mesmo após correções por meio das duas técnicas usadas no PR/TRMM, que é muito limitada
sobre os continentes (Iguchi et al, 2000). Todavia, não se podem desprezar problemas de
classificação de células em regiões convectivas com alto gradiente horizontal (Heymsfield et
al, 2000).
35
Figura 3 – Perfis de refletividade médias (dBz) das regiões convectivas (cvc) e estratiforme (est)
medidos pelo PR e pelo SPOL durante o LBA/TRMM em Rondônia nos dias 18/01 (A), 01/02
(B), 03/02 (C) e 24/02 (D). O eixo vertical esquerdo mostra a altitude emkm e o direito a pressão
em hPa. O eixo horizontal mostra a refletividade em dBz.
36
Figura 3 – Continuação.
37
Figura 3 – Continuação.
38
Figura 3 – Continuação.
39
A Figura 4 mostra diagramas de espalhamento entre a refletividade medida do radar
SPOL com o radar PR e o coeficiente de ajuste encontrado para a região de Rondônia com
base na Eq. 1.3. O coeficiente de correlação e respectivos coeficientes angulares das retas
estão na Tabela 2.
A diferença de refletividade foi de -2,0 dBz (SPOL-PR) na região estratiforme e entre
-0,16 e -0,95 dBz na região convectiva. Estes resultados concordam com os estimados por
Bolen e Chandrasekar (2000) e o observado por Emmanouil et al (2001). A diferença foi
maior para a chuva estratiforme (-2,17 dBz) e menor para a convectiva (-0.16 dBz).
Novamente, a maior diferença na região estratiforme do sistema é devido ao efeito do
espalhamento anisotrópico no radar de banda Ku. Em geral, cerca de 75% da variância é
explicada pelo ajuste linear.
Apesar do número limitado de dados, ajuste linear entre o SPOL e o PR se mostrou
adequado.
Tabela 2 – Coeficientes de correlação entre as refletividades medidas pelos radares
SPOL e PR em Rondônia durante do LBA/TRMM nos dias 18/01 e 01, 03 e 24/02.
Líquidos Congelados
Convectivo Estratiforme Convectivo Estratiforme
Coeficiente de correlação (ρ) 0,908 0,877 0,895 0,819
Diferença (SPOL-PR) -0.16 -2.17 -0.95 -1,95
Coeficiente angular 1,003 1,091 1,018 1,065
σ(spol) 2,78 2,52 5,19 4,04
σ(pr) 2,06 2,54 3,33 3,57
Covariância (spol;pr) 30,62 25,47 21,43 21,41
40
Tanto na região convectiva quanto na estratiforme da fase gelo (Fig. 4B),
refletividades abaixo de 18,0 dBz ficaram acima da reta de ajuste; o que está relacionado ao
aumento da refletividade acima de 6,5 km. Nos níveis mais baixos ocorreu o inverso entre a
isoterma de 0°C e o nível de 6,5 km.
Nesta camada há uma grande concentração de agregados, tais como graupel e granizo,
na região convectiva, e graupel e flocos de neve na estratiforme. A refletividade do radar PR
pode ser devido à orientação dos hidrometeoros durante a queda. Como o feixe do radar PR é
vertical, tende a “iluminar” as bases dos hidrometeoros sólidos, especialmente no caso do
graupel que tem a forma cônica. O mesmo se pode dizer do floco de neve presente na região
estratiforme. Como este último não apresenta uma forma definida, a orientação é mais caótica
do que a do graupel, ou mesmo do granizo, mais esférico.
Tabela 3 - Parâmetros α e β da relação de dispersão obtidos para Eq. 1.3 a partir dos
dados do SPOL e corrigidos com o PR medido durante do LBA/TRMM em Rondônia
durante os meses de Janeiro e Fevereiro de 1999.
SPOL PR/TRMM
α(10-3) β Cor Pontos α(10-3) β Cor Pontos
convectivo (água) 2,033 0,645 0,971 46488 1,889 0,654 0,972 29019
estratiforme (água) 3,192 0,578 0,995 248538 3,024 0,539 0,993 123662
convectivo (gelo) 6,373 0,545 0,992 18183 7,402 0,505 0,980 17787
estratiforme (gelo) 6,071 0,562 0,993 89103 6,262 0,509 0,986 72376
41
Figura 4 - Diagrama de dispersão entre a refletividade horizontal média (dBz) do SPOL e do
PR (dBz) associado à água (A) e ao gelo (B) na região convectiva (CVC) e estratiforme
(STR) medido em Rondônia durante os dias 18/01 e 01, 03 e 24/02 de 1999. Escalas
horizontal e vertical em dBz.
42
Figura 4 – Continuação.
43
Com base nos resultados da Figura 4 se removeu a diferença na refletividade do SPOL
para se obter a relação de dispersão dada entre o conteúdo de água e gelo pela Eq. 1.3. Foram
utilizadas 200 varreduras em 20 dias de observação do SPOL. Os valores dos parâmetros de
interceptação (α) e coeficiente angular (β); assim como o coeficiente de correlação entre os
campos de hidrometeoros (líquidos e sólidos) com o valor da refletividade foram ajustadas
pela Eq. 1.2. A diferença entre os parâmetros α e β obtidos para o PR/TRMM são similares
aos obtidos para o SPOL (Tabela 3). A Figura 5 mostram uma simulação da resposta para o
SPOL e o PR (o sinal foi corrigido pelo SPOL se usando a Eq. 1.2).
No caso da água (Fig. 5A), a estimativa do PR foi ligeiramente maior do que a do
SPOL. O perfil convectivo apresentou uma diferença muito pequena para valores acima de
42,0 dBz, com erro médio da ordem de 0,01 g kg-1. No caso estratiforme foi um pouco maior,
porém, o erro também é pequeno; e também a maior parte dos ecos estratiformes se encontra
na faixa entre 18,0 e 27,0 dBz (Figura 4A) onde o erro é menor que 0,001 g kg-1.
Observa-se uma tendência de se subestimar o conteúdo de gelo na relação dada pelo
PR com relação ao SPOL, com uma maior diferença na região convectiva (Fig. 5B). Esta
diferença, também notada no perfil estratiforme, é resultado do aumento da refletividade do
PR acima de 6,0 km de altitude (Figs. 3 e 4B) e que não foi levada em conta ao se estimar os
parâmetros da Eq. 1.3 para o PR com os dados corrigidos do SPOL pela Eq. 1.2.
Conseqüentemente, ao se calcular a Eq. 1.3, o conteúdo de gelo foi subestimado nos valores
altos de refletividade, conforme verificado na simulação da Figura 5B.
44
Figura 5 – Simulação do conteúdo de água (A) e gelo (B) convectivo (CVC) e estratiforme (EST)
para o SPOL e o PR. A refletividade do PR foi calculada a partir da do SPOL com a Eq. 1.2. A
unidade do eixo vertical é g kg e o horizontal dBz.
45
Figura 5 – Continuação.
46
A Figura 6 mostra o parâmetro µ, da Eq. 1.6, estimado a partir dos dados do TMI com
a Eq. 1.15. Durante o desenvolvimento do presente trabalho, constatou-se não haver uma
metodologia da estimativa do parâmetro (µ). Desta forma, utilizou-se um método baseado nos
dados de conteúdo de hidrometeoros líquidos estimados a partir dos dados do satélite TRMM.
De acordo com a Eq. 1.15, a massa de gotas de chuvas e de nuvem depende da
distribuição do tamanho de gotas (DTG). Na Relação Gama de Ulbright (1983), µ é uma
variável independente, com o fator de normalização de Dou et al (1999b) (Eq. 1.7) e o
parâmetro λ (Eq. 1.16) dependente deste. A variável µ é obtida da integração da DTG entre
10 µm e 500 µm de diâmetro (gotículas) e entre 500 µm e 5000 µm (gotas). O valor de m foi
determinado a partir da solução numérica da Eq. 1.15, usando-se a relação entre massa de
gotículas e de gotas total média em cada nível estimada a partir dos dados do sensor TMI. A
variável µ esta relacionada com o deslocamento do espectro do máximo de gotas para uma
das extremidades. Por exemplo, µ negativo tende a uma maior concentração de gotas
pequenas.
47
Figura 6 - Perfil médio de µ ajustado (clc) e estimado (rgr) a partir da Eq. 1.15 e com dados de
medições do sensor TMI obtidas em Rondônia durante o LBA/TRMM. O eixo vertical esquerdo
indica a altitude em km e o esquerdo a pressão em hPa.
48
O parâmetro µ convectivo é este maior do que o estratiforme devido a predominância
de gotas pequenas. Nos níveis entre 2 e 3 km, µ apresenta um pico em 2,5 km e indica um
espectro de gotas grandes. Na região Amazônica, o diâmetro médio de gotas aumenta em
direção a superfície (Rocco, 2003).
A partir de 3 km, µ diminui rapidamente onde o espectro é de gotas pequenas. A
função ajustada usada do perfil de µ foi obtida da relação entre a altitude e a altitude da Banda
Brilhante na região estratiforme, e a isoterma de 0°C na convectiva:
10
+=
BHhBAµ 1.26
onde, A e B são as constantes, respectivamente para a região convectiva e
estratiforme, -0,878 e -0,2987; -0,903 e -0,6632;
HB e a altitude da BB (m);
h a altitude do hidrometeoro (m).
O coeficiente de correlação da função ajustada foi de 0,96 para a região estratiforme e
0,83 para a convectiva. O expoente 10 foi utilizado para manter µ constante nos primeiros
níveis.
49
3.1 – Perfis médios de hidrometeoros
As Figuras 7 a 10 mostram os perfis médios de hidrometeoros obtidos durante dois
meses de medidas do TRMM sobre Rondônia, num total de 26 passagens. Observa-se o
conteúdo total de gelo e de água; bem como o de cristais e de água de nuvem e de chuva e de
agregados precipitantes. As Figuras determinadas com “A” são dos perfis obtidos pela
metodologia descrita nas seções 2.7 e 2.8. As com letra “B” foram obtidos da relação de
dispersão exponencial (com o parâmetro µ=0). O objetivo aqui é mostrar a diferença entre os
dois espectros de hidrometeoros na nuvem precipitante e a importância de µ. A diferença
entre cristais e agregados foi pequena, mas na fase líquida da região estratiforme houve um
deslocamento do espectro de gotas grandes para pequenas com o aumento da altitude
A Figura 7A mostra os perfis de hidrometeoros congelados na região estratiforme,
obtidos da relação de Dou et al (1999a). Observa-se gelo desde o nível de degelo (~4,8km) até
o topo detectado da nuvem, com conteúdo decrescendo monotonicamente. Observa-se um
aumento do conteúdo de cristais com altitude até 6,5 km, com crescimento mais rápido
chegando a ser da ordem de 0,06 g kg-1. O rápido ganho de massa é devido a maior eficiência
do processo de deposição, predominante acima de –15°C (cerca de 7,5 km), e também do
efeito de coleta de cristais em suspensão. Stith et al (2002) encontrou um máximo na
concentração de cristais de gelo nos níveis próximos a 8,0 km. Segundo Lang et al (2003), o
máximo de deposição situa-se entre 6,0 e 10,0 km, com máximo em torno dos 9,0 km de
altitude, o que concorda com o máximo do conteúdo de cristais acima de 8,0 km dado pelo
presente modelo. Por fim, estes hidrometeoros são basicamente cristais de neve e alguns
agregados pequenos com menos de 500 µm, resultantes da agregação de cristais estelares
50
(placas) e colunares. Apesar da limitação do PR na detecção de gelo foi possível se estimar o
conteúdo de cristais.
Os agregados têm maior concentração nas camadas mais próximas do nível de degelo,
da ordem de 0,12 g kg-1. Rocco (2003) encontrou valores entre 0,12 e 0,16 g m-3 para um caso
em Rondônia. Entre 6,0 e 7,0 km, o aumento da massa de agregados foi pequeno, por causa
do baixo conteúdo de água líquida (Fig. 9A), característico da região estratiforme onde
predomina a agregação (Churchill e Houze, 1984). Portanto, todo o crescimento de agregados
é devido à captura de cristais, basicamente.
Acima de 7,0 km de altitude, o aumento de massa é bastante rápido. O aumento de
agregados nestes níveis é devido ao aumentado da eficiência com que estes coletam outros
cristais e, mesmo, o pouco de água líquida encontrada nestes níveis. O que discorda de Stith et
al (2002), que sugere que em regiões tropicais o crescimento por concreção não é o principal
fator de ganho de massa por parte dos agregados na região estratiforme. A distribuição
exponencial (Fig. 7B) é similar ao perfil anterior (Fig. 7A), apenas entre 6,0 e 7,0 km de
altitude se observou que diminuição do conteúdo de cristais foi mais lenta do que no caso
anterior.
A Figura 8 mostra o perfil de hidrometeoros congelados para da região convectiva. A
principal característica deste perfil é ausência da BB e de cristais só encontrados em níveis
acima de 11,0 km na Amazônia (Rocco, 2003). Tao et al (1990), sugere que o aquecimento
devido à deposição em células convectivas é desprezível comparado com a energia liberada
pela fase quente (condensação e evaporação). Nesta região, praticamente toda a massa de
hidrometeoros congelados é composta por agregados do tipo graupel e granizo.
51
Figura 7 - Perfis médios de conteúdo de agregados, cristais e do total de gelo (g kg-1) da
região estratiforme (EST) estimados para os meses de Jan e Fev/1999 em Rondônia para um
caso de uma distribuição dependente (não exponencial) (A) e independente de µ
(exponencial) (B). O eixo vertical esquerdo indica a altitude em km e o direito a pressão em
hPa.
52
Figura 7 - Continuação.
53
Figura 8 - Perfil médio de conteúdo do total de gelo (g kg-1) da região convectiva (CVC)
estimado para os meses de Jan e Fev/1999 em Rondônia para um caso de uma distribuição
dependente µ (não exponencial). O eixo vertical esquerdo indica a altitude em km e o direito
a pressão em hPa. O eixo horizontal está em g kg-1.
54
A massa de agregados se manteve constante entre 7,5 e 5,0 km de altitude. Nos níveis
mais altos, estes agregados são compostos por flocos de neve, que se agregam com a água
super-resfriada e formam graupel. A baixa quantidade de gelo pode ser devido à ineficiência
da acreção. Abaixo do nível de degelo, dá-se o rápido derretimento destes agregados,
inexistentes em 2,5 km.
A Figura 9 mostra os perfis de hidrometeoros líquidos (água de nuvem e de chuva e o
total de água) da região estratiforme. O total de água permaneceu quase constante nos níveis
abaixo da BB. Acima deste nível, o conteúdo de água caiu drasticamente, chegando a 0,005 g
kg-1 nos níveis acima de 5,5 km. Este perfil pressupõe que a separação entre água e gelo segue
uma proporção mais ou menos fixa (Iguchi et al, 2000) descrito na seção 2.6.
Com a formulação de Ulbrich (1983) normalizada por Dou et al (1999b), o cálculo do
perfil de água de nuvem permaneceu quase constante entre 2,0 e 3,0 km de altitude. Acima
deste nível, a proporção de água de nuvem tendeu a aumentar mais por causa da diminuição
de µ (Fig. 6), com o deslocamento do espectro para gotas pequenas, do que de um aumento da
eficiência com que a água se condensou nestes níveis. O máximo ficou logo abaixo da BB
(~4,5km de altitude), o que concorda com outros estudos, Tao et al (1990, 1993a) e Smith
(1984).
O perfil de gotas aumentou rapidamente entre 5,0 km e 3,5 km de altitude. Por causa
do aumento do diâmetro médio de gotas devido à condensação e ao derretimento de flocos de
neve e outros pequenos agregados que se dá na região do nível de degelo (~4,8 km de
altitude). Como será visto a seguir, esta é a principal razão de não se utilizar o termo de
aquecimento diabático devido à água de chuva na região estratiforme. Pode-se evidenciar esta
conversão por meio da massa de agregados (Fig. 7A) que é quase zero em 3 km, onde a massa
de água de chuva apresenta as mais altas taxas de crescimento. Estes agregados derretidos
55
contribuíram mais para o surgimento de gotas grandes e, no caso, maiores que 500 µm de
diâmetro, limite utilizado para separar gotículas e gotas (Rogers, 1977).
O perfil exponencial utilizado para quantificar a distribuição de água de nuvem e de
chuva apresentou diferenças marcantes. Nota-se na Figura 9B que o modelo foi ineficaz para
estimar o conteúdo de água de nuvem, que permaneceu estável em toda a coluna, contrário a
evolução microfísica do sistema. Ainda, o conteúdo de água de nuvem nas camadas logo
abaixo da linha de degelo, não aumentou. As Figuras do Apêndice A mostram os perfis de
hidrometeoros obtidos com o sensor TMI e os estimados pelo SPOL, este último com uma
distribuição dependente de µ.
56
Figura 9 – Perfis médios de conteúdo de água de chuva, de nuvem e total de água (g kg-1) da
região estratiforme (EST) estimados para os meses de Jan e Fev/1999 em Rondônia para um
caso de uma distribuição dependente (não exponencial). O eixo vertical esquerdo indica a
altitude em km e o direito a pressão em hPa.
57
Figura 9 - Continuação
58
O perfil convectivo (Fig. 10A) tem certas similaridades ao perfil estratiforme, apesar
da diferença no processo de formação de gotas de chuva. Novamente, observou-se um rápido
aumento do conteúdo de água total dos níveis mais altos até o nível de congelamento (~4,8
km de altitude), apesar da massa maior do que do perfil estratiforme. Este perfil também
possui uma proporção maior de água e menos de gelo. A água de nuvem se manteve quase
constante ao longo dos níveis abaixo do nível de derretimento. Normalmente, esperar-se-ia o
desaparecimento destas gotas pequenas provocadas pela colisão/coalescência com gotas
grandes (Tao et al, 1990). O conteúdo de água de chuva aumentou nos níveis mais baixos,
sendo devido ao processo de colisão/coalescência. Stith et al (2002) estimaram, na isoterma
de –6°C (~6,0 km), valores entre 0,1 e 1,0 g m-3 (0,06 a 0,6 g kg-1) tanto em Kwajalein quanto
em Rondônia, com médio em torno de 0,03 g kg-1. No nível de derretimento estes valores
foram da mesma ordem que nas medições anteriores e de 0,10 g kg-1 nas estimativas aqui
apresentadas. Em Rondônia, medições na isoterma de –2,0°C (~5,0 km) ficaram entre 0,1 e
4,0 g m-3 (0,07 e 2,8 g kg-1) e a estimada em torno de 0,07 g kg-1.
A Figura 10B, mostra o perfil de hidrometeoros líquidos com perfil exponencial.
Similar ao perfil estratiforme (Fig. 9B) houve uma subestimativa do conteúdo de água de
nuvem.
Como já dito, o perfil do total de água convectiva nos níveis acima da linha de
derretimento seguiu uma proporção contraria àquela de Iguchi et al (2000) e que é utilizada
para quantificar a taxa de precipitação pelo PR/TRMM. A proporção de água e gelo
convectivo foi estimada a partir do sensor TMI. No nível de derretimento se obteve a razão de
0,5, enquanto que em Iguchi et al (2000) este valor foi de 0,17. A proporção é alta (0,42
contra 0,017 do convectivo) na altura de 750 m acima deste nível. No topo das nuvens
convectivas, em 10,0 km de altitude, a proporção é igual para ambos (0,010).
59
Figura 10 – Similar a Fig. 9, exceto para a região convectiva (CVC).
60
Figura 10 - Continuação
61
A Figura 11 mostra o perfil da região convectiva com a proporção de Iguchi et al
(2000). Nota-se a baixa quantidade de água super-resfriada encontrada nos níveis acima de
5,0 km. O conteúdo de gotas de água acima do nível de derretimento é significativo em torres
convectivas. Principalmente na região de fortes camadas ascendentes e nos profundos
cúmulos-nimbus da Amazônia. Em Kwajalein, Stith et al (2002) detectou, apesar da maior
parte das gotas já estarem congeladas, gotas superresfriadas em temperaturas de -18°C (~9,0
km de altura). Na Figura 10A, o conteúdo de água de nuvem é da ordem de 0,01 g kg-1 e na
Figura 11 é zero.
62
Figura 11 – Similar a Fig. 9, exceto para a região convectiva (CVC) com proporção entre água e
gelo dada em Iguchi et al (2000).
63
3.2 - Perfis médios de aquecimento diabático
Finalmente, com base nos perfis de hidrometeoros estimados a partir da refletividade
do PR/TRMM, foi possível estimar os perfis de aquecimento diabático devido à liberação de
calor latente (PLCL) em um modelo adaptado de Tao et al (1990) (Tao90) e aqui nomeado de
Modelo de Hidrometeoros e liberação de Calor Latente (MHCL). Nas figuras que se seguirão
serão mostrados os perfis de aquecimento devido ao fluxo vertical de água de chuva (CondC)
e de agregados de gelo (DepA); a evaporação devido à água de chuva (Evap); a condensação
devido a gotas de nuvem (CondN); o derretimento de agregados (Dert); e o aquecimento
devido a deposição para a formação de cristais (DepC). Na região estratiforme não será
considerada a contribuição de CondC, já que a maior parte da água de chuva é oriunda do
derretimento de cristais, e não da captura de gotas menores condensadas anteriormente
(Tao90). Na região convectiva, os termos de DepC e Evap também não serão quantificados, o
primeiro devido à ausência de cristais em suspensão nesta região; o segundo pela pequena
evaporação de gotas grandes (Tao90). A analizar-se-á o perfil da taxa de aquecimento médio
obtido com 15 medições do TRMM com o MHCL durante os meses de Janeiro e Fevereiro de
1999. Para finalizar, os PLCLs obtidos com a aplicação do MHCL nos perfis de
hidrometeoros do TMI e do SPOL, mais o perfil de aquecimento diabático nomeado CSH
(Convective Stratiforme Heating) serão comparados aos obtidos com os dados do PR. No caso
do SPOL, o perfil médio foi obtido com 200 varreduras, porém, para os mesmo dias
amostrados pelo TRMM.
Apresenta-se a seguir a metodologia do cálculo da contribuição dos cristais de gelo e
das gotas de nuvem para o aquecimento da atmosfera (Eq. 1.22). Tao90 apontou a dificuldade
de se estimar a contribuição instantânea da sublimação e condensação de cristais e gotas de
nuvem, respectivamente. Por outro lado, Tao et al (1993a), aqui inferido Tao93a, estimou esta
64
contribuição a partir da precipitação em superfície. O termo coef definido em Tao93a tem a
dimensão de s-1 o que deixa a Eq. 1.22 dimensionalmente correta. A Figura 12 mostra o
campo de coef obtido para os quatro dias selecionados, assim como a taxa de precipitação em
2 km utilizada para estimá-lo.
Pode-se notar que o parâmetro coef é muito variável, de 0,001 s-1 a 0,015 s-1. Como
notado, o termo coef não está diretamente relacionado à taxa de precipitação no nível de 2 km.
Na média, na região estratiforme, coef é menor do que na convectiva. Em Rondônia, o valor
médio de coef estratiforme foi de 4,5 x 10-3 s-1, e na região convectiva igual a 5,5 x 10-3, com
maior variabilidade nesta última. Estes resultados concordam com as observações de Tao90,
mas diferenciam com relação à magnitude.
Fisicamente, o parâmetro coef está relacionado com o ganho de massa por unidade de
tempo no processo de difusão. Então o parâmetro, nos sistemas não precipitantes, é
proporcional ao coeficiente de difusividade, que é dependente da viscosidade, ou densidade,
do ar. A difusão é mais importante na região convectiva, onde há mais vapor d’água
disponível. Num hidrometeoro precipitante, o equivalente de coef seria dado pela velocidade
terminal dividida pelo espaço percorrido (coefP). A velocidade terminal média tanto de
agregados quanto de água de chuva variou muito. Mesmo assim, o coefP dos precipitantes
ficou próximo de 5,0 x 10-3 na região convectiva e de 4,0 x 10-3 s-1 na estratiforme.
65
Figura 12 – Os campos à esquerda mostram o parâmetro coef estimado para região de Rondônia
durante do LBA/TRMM para os dias 18/01 e 01/02 (A) e 03 e 24/02 (B). Os campos à direita
mostram a taxa de precipitação medida durante o mesmo período. A escala de cores à esquerda
dá o valor de coef (x 10-3 s-1) e à direita dá a taxa de precipitação (mm h-1).
66
Figura 12 - Continuação.
67
A Figura 13A mostra os PLCLs da região estratiforme em Rondônia. Observam-se os
cinco termos dominantes no aquecimento diabático, desprezando-se o componente devido à
convergência vertical de umidade. Os resultados obtidos para este perfil concordam tanto em
magnitude quando em distribuição vertical com aqueles encontrados por Tao90. Com
algumas exceções, em parte devido a pequenas modificações no modelo original e a diferença
entre as localidades onde os dois modelos foram testados (uma linha de instabilidade
observada na região do GARP (GATE Atlantic Tropical Experiment) e outra na do
TRMM/LBA).
O esfriamento devido à evaporação (Evap) foi significativo na região de Rondônia, da
ordem de –0,6 K h-1 nos níveis abaixo de 3,0 km. Para contrabalançar este esfriamento, o
termo CondN foi da ordem de 0,3 K h-1 nestes mesmos níveis. Apesar de ser menor que Evap,
este não o superou em área, em média de 60% para as áreas com condensação de gotas de
nuvem e 40% para evaporação de gotas de chuva. O aquecimento devido a CondN foi mais
expressivo nos níveis logo abaixo da zona de derretimento. Este perfil concorda com o de
Lang et al (2003), ou Lang03, obtido com dados dos experimentos PRE-STORM e
TOGA/COARE. O esfriamento devido ao derretimento do gelo (Dert) provocou o
esfriamento logo abaixo do nível de derretimento, com um máximo logo acima dos 4 km de
altitude.
O termo de deposição devido aos agregados (DepA) apresentou dois máximos, em 5
km e 8 km, porém foi pequeno em relação aos demais termos. Este resultado diferiu um
pouco do de Tao90, que colocou um máximo somente em 8 km. No presente modelo, o pico
menor é devido ao congelamento de gotas capturadas pelos agregados e o segundo devido à
deposição de vapor sobre estes mesmos agregados. Os dois máximos são similares, apesar do
calor latente de fusão ser cerca de oito vezes menor que o de sublimação. Porém, a massa de
água capturada compensou esta diferença. Estes dois máximos concordam com os obtidos por
68
Lang03, que as separou em congelamento e deposição. A deposição de cristais (DepC) aquece
toda a atmosfera acima de 7 km, principalmente em 8 km. O perfil concorda parcialmente
com os de Tao90 e Lang03. Com uma tendência de diminuição de DepC acima de 8 km. Esta
diminuição, apesar da baixa refletividade do gelo, afetou pouco o perfil final com se nota no
SPOL (Figs. A.5 e A.6).
A Figura 13B mostra os perfis para a região convectiva. Os termos de evaporação
(Evap) e de deposição de critais (DepC) não foram computados, porém incluiu-se a
contribuição da água de chuva (CondC), não calculada no perfil estratiforme. Novamente,
observaram-se similaridades entre estes perfis e os aqueles obtidos por Tao90. Devido a
menor quantidade de agregados, o papel do derretimento destes abaixo da isoterma de 0°C foi
pequeno, com máximo da ordem de 0,1 K h-1. O termo CondN contribuiu significativamente
para o aquecimento das camadas mais baixas. O termo CondN foi da ordem de 3,0 K h-1 em
toda a camada abaixo do nível de 4,0 km, porém diminuindo a partir desta, ainda que com um
aquecimento significativo nos níveis mais altos. O aquecimento devido à condensação de
água de chuva (CondC) contribuiu significativamente para o aquecimento nos níveis abaixo
da isoterma de 0°C, com máximo em 3,5 km. O que contraria o observado globalmente (Fig.
C.8). Como em Tao93a, o termo CondC deslocou o máximo de aquecimento na soma dos
dois termos (CondC e CondN) para baixo. O termo DepA também pouco contribuiu para o
aquecimento. Apesar do grande volume de água que poderia congelar sobre os agregados, o
calor latente de fusão é muito pequeno.
A Figura 14 mostra os PLCLs na região estratiforme, convectivo e total. Apesar da
maior energia liberada na região convectiva (3,5 K h-1 nos níveis mais baixos), do que na
região estratiforme (1,0 K h-1), a contribuição no PLCL total foi modulada por este último, o
que concorda com Tao90. A região estratiforme representa 80,0% do total de sistemas
precipitantes.
69
Este resultado mostra que na região do experimento, a evaporação é tal que causa um
ligeiro resfriamento das regiões estratiformes. Porém, é insuficiente para esfriar a atmosfera
entre 4,0 e 2,0 km. Abaixo do nível de derretimento há um pequeno máximo resultante da
condensação sobre gotas de nuvem da região estratiforme, mais evidente em sistemas mais
intensos, como no caso do Furacão Andrews (Olson et al, 1999), e outros estudos (Caniaux et
al (1993); Smith et al (1994) e Yang e Smith (1999a)). Finalmente, o aquecimento devido à
deposição é de até 1,5 K h-1 nos níveis altos e é consistente com o observado globalmente,
especialmente nas regiões tropicais onde são observados anticiclones na Indonésia, África e
América do Sul, associados a máximos de aquecimento, como será visto quando se tratar do
MHCL na escala global e sazonal.
O perfil convectivo mostra um grande aquecimento nos níveis abaixo de 4,5 km,
decorrente da liberação de calor latente por condensação. Este perfil típico mostrou a
instabilização da baixa atmosfera. Yang e Smith (1999a) identificaram um máximo em torno
de 10 km nas regiões convectivas do experimento TOGA/COARE. Todavia, devido à baixa
detecção de pequenos cristais de gelo no PR/TRMM, o máximo localizou-se mais baixo. O
pico ocorre no mesmo nível no SPOL (Figura A.5) e declina suavemente com o aumento da
altitude.
O PLCL total mostrou um padrão similar ao estratiforme, com máximo em 4,0 km e
outro em 8,0 km. Nota-se no perfil estratiforme que, apesar de liberar menos energia do que o
convectivo, ocupa uma área significativamente maior e por mais tempo. Testes de
sensibilidade mostraram o impacto no perfil de aquecimento (Tao93b; Lang03). Yang e Smith
(1999) mostraram que na região estratiforme a fonte aparente de calor Q1 (Yanai, 1973) tem
máximo próximo ao sumidouro de vapor (Q2, no mesmo artigo).
70
Figura 13 – PLCL médio da região estratiforme (EST) (A) e convectivo (B) estimado para os
meses de Jan e Fev/1999 em Rondônia, com a contribuição devido à deposição em cristais
(DepC) e agregados (DepA), derretimento (Dert), condensação de gotículas de nuvem (CondN) e
gotas de chuva (CondC) e evaporação (Evap). Todos os termos estão K h-1. O eixo vertical
esquerdo indica a altitude em km e o direito a pressão em hPa.
71
Figura 13 - Continuação.
72
Figura 14 - PLCL médio da região estratiforme (Q(EST)), da convectiva (Q(CVC)) e do total (Q)
estimado para os meses de Jan e Fev/1999 em Rondônia. Todos os termos estão K h-1. O eixo
vertical esquerdo indica a altitude em km e o da direita em hPa.
73
A Figura 15 mostra os perfis de aquecimento total de PLCL obtidos com o MHCL, a
partir dos perfis de hidrometeoros do PR, do TMI e do SPOL. O aquecimento diabático
estimado com os dados do TMI e o obtido com o modelo de escala cúmulo acoplado ao
modelo Convective Stratiforme Reating (CSH) também foi mostrado.
O resultados concordaram em magnitude, porém, não na forma. A magnitude ficou em
torno de 0,8 K h-1, com um máximo abaixo de 5,0 km nos PLCL e outro acima de 8,0 km,
com exceção do TMI. A ausência do segundo máximo neste último é devido a pouca
quantidade de cristais de gelo estimada pelo sensor na região estratiforme (Figura A.3). O
SPOL apresentou um ótimo desempenho em altos níveis, com a magnitude de aquecimento
muito próxima àquela obtida pelo CSH. Porém, o modelo superestimou o aquecimento nos
níveis abaixo do nível de derretimento (4,0 km), em grande parte devido a CondN (Figura
A.7). O PR apresentou um comportamento inverso, aquecendo mais em 8 km do que em 4,0
km. O CSH mostrou um máximo em 6,0 km, sem explicar as pequenas variações obtidas com
os dados dos dois radares, bem como quando o próprio modelo MHCL foi aplicado aos dados
do TMI. Isto é uma conseqüência da péssima estimativa de conteúdo de agregados e cristais
(Fig. A.3). Este último mostrou um aquecimento convectivo típico, com pouco aquecimento
nos níveis mais altos (Figura A.8). Este perfil seria esperado para um sistema convectivo.
Perfil similar pode ser visto em Lang03 e também em umas das simulações feitas por Yano et
al (2002). Apesar deste último também apresentar um caso com máximo em 6,0 km.
74
Figura 15 : Comparação entre o PLCL médio de Jan e Fev/1999 em Rondônia obtido por
meio do modelo de hidrometeoros e liberação de calor latente (MHCL) com as estimativas
de hidrometeoros do PR (MHCL(PR)), do SPOL (MHCL(SPOL)) e do TRMM microwave
imager (MHCL(TMI)) e o Convective Stratiform Heating (CSH(TMI). Todos os termos estão
K h-1. O eixo vertical esquerdo indica a altitude em km e o direito a pressão em hPa.
75
3.3 – Estudo de caso : O furacão Catarina
Antes de se analisar os campos globais de PLCL seria interessante testar o modelo
proposto em um evento extremo como foi o furacão Catarina. Estudou-se detalhadamente a
distribuição de hidrometeoros e liberação de calor latente usando o MHCL. Foi mostrado que
apesar do pouco conteúdo de gelo, o aquecimento devido ao termo de deposição (DepC) foi
importante. O seu monitoramento via satélite permitiu que este primeiro evento fosse
analisado em detalhe. Já que o satélite TRMM realizou três passagens sobre o furacão em três
etapas diferentes de seu desenvolvimento.
O furacão Catarina, cujo surgimento e evolução foi suigeneris no Atlântico Sul, foi o
mais extraordinário fenômeno já registrado nas costas brasileiras desde a era dos satélites. Os
prejuízos causados por este Furacão foram pequenos comparados com outros que atingem os
países do Pacífico e do Atlântico Norte. Ainda assim, gerou danos da ordem de 1 bi R$ (~
330 mi U$) e provocou a perda de uma dezena de vidas humanas (Gusso, 2004).
A primeira passagem foi as 1213 UTC (Figura 16A), quando o Furacão Catarina
estava na fase de formação. Dois dias antes o Catarina se apresentava como um sistema de
baixa pressão associado à zona de convergência do Atlântico Sul (ZCAS), semelhante as que
ocorrem na costa leste da Austrália (Holland et al, 1987); e nunca antes observada na costa
brasileira. A imagem do PR/TRMM mostrava uma banda de nebulosidade em forma de
vírgula invertida, com refletividade média de 26,0 a 28,0 dBz com um núcleo convectivo de
35,0 dBz. O Catarina ganhou força por ter se desenvolvido numa região de vorticidade
potencial isentrópica negativa (de Mattos e Satyamurty, 2004) e forte gradiente zonal de
TSM, apesar das condições desfavoráveis em altos níveis que impediram um
desenvolvimento vertical mais profundo do furacão (Silva, 2005).
76
Na segunda passagem do TRMM as 0611 UTC em 27 de março (Figura 16B) o
Catarina tinha as características de um ciclone tropicais. Com olho de diâmetro de 50 km e
uma região de máxima convecção sobre na borda sul deste e não muito aparente no canal
infravermelho. Estimou-se a pressão no olho em torno de 979,0 hPa (de Mattos e Satyamurty,
2004; Calearo et al, 2004). A velocidade média do vento próximo ao olho estava entre 120 e
150 km h-1, o que sugere um furacão classe 1 (Calearo et al, 2004). O campo de refletividade
indicava de dois a três espirais e o evidente olho. O furacão Catarina seguiu uma trajetória
zonal, ao longo das isolinhas de TSM, similar ao da costa sudeste da Austrália (Holland,
1987). Já se observava na região um núcleo de anomalia positiva de TSM.
A última passagem do PR/TRMM ocorreu as 1100 UTC (Figura 16C). A convecção
era profunda. O furacão atingiu o máximo de atividade no litoral de Santa Catarina na noite
do dia 28, onde se registrou ventos de 100 km h-1. Inicialmente de sul passando para norte,
este com intensidade de 150 km h-1 (Calearo et al, 2004).
77
Figura 16 - Imagem no canal 5 infravermelho (superior) e CAPPI da refletividade (dBz) em 3
km (inferior) do Furacão Catarina no dia 24 de Março de 2004 as 1213 UTC (A) e 27 de Março
as 0611 UTC (B) e as 1100 UTC (C). Os círculos têm espaçamento de 50 km. A legenda indica a
refletividade.
78
Figura 16 – Continuação.
79
Figura 16 – Continuação.
80
A Figuras 17 mostra os perfis de refletividade estratiforme e convectiva médias
azimutais. A Figura 17A mostra o furacão Catarina antes de algumas características de
ciclone tropical. O centro geométrico estava em 29,15S e 39,75W. Na região convectiva havia
uma célula profunda no raio de 60 km, que pode ser vista na Fig. 16A, nas coordenadas 29S e
39W, com máximo de refletividade 40,0 dBz (em 2 km de altitude) e mais de 20 dBz em 10
km.
Semelhantemente, o perfil estratiforme mostrou a BB em 3,7 km no raio de 90 km,
gradualmente mais baixa em direção a periferia do sistema. Em 180 km ela já estava a
somente 3,3 km de altitude. Este gradiente de inclinação da BB (2,93 m km-1) poderia ser um
forte indicio da presença de um núcleo quente.
As células convectivas na Fig. 17B eram menos profundas, mas mais intensas na
região periférica. A intensidade máxima estava nos primeiros 4 km de altitude, com dois
núcleos principais de convecção em 70 e 80 km. Havia no perfil estratiforme três regiões com
alta refletividade na BB, indicativo de uma grande quantidade de gelo em 50, 85 e 175 km. A
BB também se inclinava em direção a periferia, com um gradiente médio de 2,30 m km-1.
Cerca de cinco horas depois, a região de maior atividade convectiva estava mais
espalhada ao longo dos anéis, porém com grande núcleo convectivo a cerca de 70 km do
centro (Fig. 17C) e no setor norte-noroeste (Fig. 16C). O campo de refletividade estava mais
homogêneo, acima de 32,0 dBz e abaixo de 4 km de altitude. Na região estratiforme, a BB era
evidente, principalmente entre 30 e 130 km. A inclinação em direção à borda do sistema
também diminui para 2,12 m km-1.
81
Figura 17 – Médias azimutais do campo de refletividade (dBz) do Furacão Catarina do dia 24 de
Março de 2004 as 1213 UTC (A) e 27 de Março as 0611 UTC (B) e as 1100 UTC (C). O eixo
vertical direito indica a altitude em km, o esquerdo a pressão em hPa e o horizontal a distância
em km do olho do furacão.
82
Figura 17 – Continuação.
83
Figura 17 – Continuação.
84
A Figura 18 mostra os campos de água e gelo médios na camada entre 2 e 10 km de
altura. A Figura 18A mostra que o total de água chegou ficou em torno de 0,05 e 0,1 g kg-1 já
na primeira passagem do TRMM. Com o forte centro com 1,0 g kg-1 associada a uma célula
convectiva profunda, próxima do centro da baixa pressão, visível nas Figuras 16A e 17A. O
máximo conteúdo de gelo foi de 0,2 g kg-1, associado à mesma convecção profunda. A
imagem do canal infravermelho (Figura 16A) indica como a medição do PR da camada de
cirrus foi limitada.
A Figura 18B mostra conteúdos de água e de gelo maiores. Houve um acréscimo do
conteúdo nas células convectivas na parte sul, mais ativas com bandas de 15 km de largura
por 30 km de comprimento. Com grande quantidade de gelo, acima de 0,2 g kg-1. Novamente,
nota-se a deficiência na detecção do gelo pelo PR/TRMM.
Um pouco antes de chegar ao continente, o furacão Catarina atingiu a fase madura
(Fig. 18C); porém com pouca variação no conteúdo de água. A mudança mais importante foi
da área de maior conteúdo de água que se deslocou da parte sul para o norte-noroeste. Nota-se
o aumento da área com conteúdo de gelo acima de 0,15 g kg-1, associada a estas células
convectivas.
85
Figura 18 - Total do conteúdo de água (topo) e gelo (inferior) integrados de 2 a 10 km de altitude
presente no Furacão Catarina no dia 24 de Março de 2004 as 1213 UTC (A), 27 de Março de
2004 as 0611 UTC (B) e as 1100 UTC (C). As escalas estão em g kg-1. O eixo horizontal indica a
longitude e o vertical a latitude.
86
Figura 18 – Continuação.
87
Figura 18 – Continuação.
88
Na Figuras 19 observam-se as médias azimutais de liberação de calor latente para as
regiões convectiva e estratiforme do furacão Catarina. Na Figura 19A, na região convectiva,
há uma linha de células convectivas profundas que contribuíram significativamente para o
aquecimento de toda a baixa troposfera, principalmente nos níveis abaixo de zona de
derretimento. Entre 4 e 5 km de altitude observou-se um máximo 10 K h-1 causado pela
energia liberada pela condensação (CondN, Fig. B.1), mais notável nos níveis logo abaixo do
nível de derretimento em conseqüência da maior concentração de gotas de nuvem. Apesar de
menor, a contribuição devido a gotas de chuva (CondC) também foi significativa. O
aquecimento foi menor acima do nível de derretimento, porém com valores da ordem de 2,0 K
h-1 em 8,0 km. Outras linhas de células também eram visíveis situadas à cerca de 120 km do
centro. O aquecimento devido ao processo de agregação (DepA, Fig. B.1) teve pouca
participação no aquecimento da atmosfera.
Na região estratiforme, o máximo de aquecimento ocorreu em altitudes mais elevadas
na atmosfera. Como em Rondônia, o aquecimento na região estratiforme ocorre devido à
formação de cristais de gelo (Fig. B.1, DepC) e é mais evidente nos níveis acima de 7,0 km.
Devido à baixa estimativa de gelo, uma parte importante do aquecimento em altos níveis foi
subestimada. Porém, ainda se podem estimar altas taxas de aquecimento em níveis acima de 9
km de altitude. Nos níveis mais baixos, a evaporação foi um fator predominante para o
esfriamento daquelas camadas. Esta esteve sempre associada às regiões próxima a áreas de
convecção onde os fluxos verticais eram mais intensos. Nestas mesmas regiões, em torno do
nível de 4 km de altitude, puderam-se notar pequenos máximos secundários associados à
condensação de gotas de nuvem.
89
Figura 19 – Similar a Fig. 17 só que para o aquecimento devido à liberação de calor latente. A
unidades estão em K h-1.
90
Figura 19 - Continuação.
91
Figura 19 - Continuação.
92
Na Fig. 19B notou-se um aumento na taxa de aquecimento (10 K h-1) entre o anel de
50 e 100 km do olho. A altitude do aquecimento da isolinha de 2,0 K h-1 diminui ligeiramente.
Novamente, o maior contribuinte para o aquecimento foi a condensação em gotas de nuvem
(Fig. B.2). A área estratiforme igualmente aumentou horizontalmente. Aparentemente, o
núcleo de maior aquecimento se deslocou para baixo, em 8,0 km, associado a processos de
formação de cristais. A evaporação manteve sua contribuição mas ficou restrita aos níveis
mais baixos.
Em apenas cinco horas, o perfil de aquecimento sofreu mudanças importantes (Fig.
19C). A primeira delas foi o desaparecimento da ampla área associada ao aquecimento
convectivo entre 50 e 100 km de distância do olho do furacão. A isolinha de 2,0 K h-1 ficou
em torno do nível de derretimento e a área com mais de 8 K h-1 de aquecimento ficou abaixo
do 3 km de altitude. Uma nova área se formou entre 25,0 e 50 km de distância do olho do
furacão, diminuindo tamanho do olho. O aquecimento foi mais bem distribuído em todo o
furacão. A área de evaporação da região estratiforme também aumentou. Taxas inferiores a –
2,0 K h-1 passaram a ocupar grande dos níveis abaixo de 3 km de altitude. O aquecimento nos
níveis mais altos diminuiu, porém, também ficou mais bem distribuído na radial. Houve um
ligeiro aumento da contribuição da condensação em gotas de chuva (CondC) no setor
convectivo e ligeira diminuição da contribuição do gelo (DepC) no setor estratiforme (Fig.
B.3) em relação ao horário anterior.
A Figura 20 mostra o perfil total da taxa de aquecimento devido à liberação de calor
latente estratiforme, convectivo e total para as três passagens. Nota-se que a magnitude do
perfil estratiforme é muito menor do que a do convectivo, apesar deste último chegar a 9,0 K
h-1 na última passagem. Todavia, o perfil de aquecimento total tendeu a ser semelhante ao
estratiforme por este ter uma área entre 70 e 80%.
93
Figura 20 – PLCL médio das regiões convectiva (CVC), estratiforme (EST) e total (Total) do
Furacão Catarina no dia 24 de Março de 2004 as 1213 UTC (A) e 27 de Março de 2004 as 0611
UTC (B) e as 1100 UTC (b). O eixo vertical esquerdo indica a altitude em km, o direito a pressão
em hPa e o horizontal o PLCL em K h-1.
94
Figura 20 – Continuação.
95
Figura 20 – Continuação.
96
Observaram-se dois máximos em 4,0 e 7,5 km e que concordam com Tao90 e com
simulações com o GPROF (Tao et al, 2001). A contribuição convectiva aumentou ao longo da
vida do sistema, mas o aquecimento total se manteve quase constante. No início, o
aquecimento total em baixos níveis foi da ordem de 0,8 K h-1. Nas duas outras passagens
variou entre 1,5 e 2,0 K h-1. Em altos níveis, o aquecimento foi devido à deposição de gelo
(Figs. B.1 a B.3). Na primeira passagem, a condensação na região convectiva foi maior para o
aquecimento dos níveis mais altos. No último dia houve um aumento do aquecimento nos
níveis mais baixos (Fig. 20C) em resposta a um aumento da taxa de condensação em gotas
grandes (CondC, Fig. B.3). Nos níveis mais altos houve uma diminuição o aquecimento
devido a deposição em relação a passagem anterior(Fig. 20B).
3.4 – Aplicação do MHCL em escala global
3.4.1 – Parâmetros médios de β e a cobertura do PR
O modelo denominado de MHCL foi utilizado, inicialmente, para o calculo do
conteúdo de hidrometeoros e da taxa de aquecimento devido à liberação de calor latente
instantâneo. Nesta seção o modelo será aplicado para o calculo de médias mensais globais,
conforme descrito na seção 2.3.
Os campos médios mensais de hidrometeoros foram calculados com base nos valores
instantâneos dados pelos parâmetros α e β da Eq. 1.3. A Tabela 4 mostra os valores de β com
os dados do radar PR sobre Rondônia, com a média do conteúdo de hidrometeoros e obtendo-
se o novo valor de β (Eq. 1.21). A tabela também traz os valores do conteúdo de água e de
gelo se calculados com β e β’.
97
Tabela 4 - Valores do parâmetro de inclinação (β) e do conteúdo de hidrometeoros
obtidos com as medidas do radar PR sobre Rondônia em Jan e Fev/1999 com a Eq. 2.1.
β β’ m (β) m (β’)
convectivo (água) 0,64 0,67 0,2380 0,2380
estratiforme (água) 0,53 0,56 0,0749 0,0749
convectivo (gelo) 0,47 0,50 0,1001 0,1001
estratiforme (gelo) 0,45 0,48 0,0680 0,0680
Apesar da diferença entre β e β’, na maioria das vezes esta praticamente desapareceu
quando β foi usado para calcular o conteúdo médio de hidrometeoros, com base no valor
médio de refletividade. Assim o β “instantâneo” pode ser usado para os médias mensais, com
erro pequeno.
A Figura 21 mostra o número médio de passagens do TRMM para uma grade de 5°
graus de resolução, adaptado de Lin et al (2002). A amostragem média entre 0° e 17,5° de
latitude esta em torno de 27 varreduras ao mês. Esta amostragem permite uma cobertura
média de cerca de 20% em uma área de 5°x5° graus. A partir dos 20° de latitude há um
aumento exponencial do número de varreduras até a latitude de 33,5°, com 71 varreduras ou
53% de cobertura. Além desta latitude, a varredura cai e chega a zero em 38,0°. A proporção
de cobertura média mensal foi utilizada como peso da amostragem em cada faixa de latitude.
98
Figura 21 – Amostragem média do PR/TRMM para uma grade de resolução horizontal de 5°.
3.4.2 – Distribuição horizontal da taxa de precipitação
A Figura 22A mostra a distribuição espacial da taxa de precipitação média do globo
entre as latitudes de 35°N e 35°S. As três áreas ascendentes da circulação de Walker e as
zonas de convergência sobre os oceanos austrais se destacam. Aparentemente, a chuva na
África foi maior do que sobre a Indonésia, considerada o ramo mais importante da circulação
equatorial. Na África, valores acima de 3 mm h-1 predominaram em toda a bacia do Congo, no
Sahel, Sudão, a Etiópia e sobre o deserto da Namíbia. Nestas duas últimas a precipitação
geralmente não chega a superfície devido à evaporação,o que ficou refletida nos resultados de
aquecimento por liberação de calor latente para estas áreas.
Na Indonésia, a taxa de precipitação no nível de 2,0 km ficou entre 2,5 e 3,5 mm h-1
com máximos nas áreas continentais. Um pequeno máximo sobre o noroeste da Índia, ao sul
do platô do Tibet, esteve associado à circulação das monções. Na América do Sul, o máximo
esteve associado à convecção na Amazônia e América Central. O máximo sobre o sul do
EUA esteve associado à precipitação nos meses de verão. Altas taxas de precipitação foram
99
observadas na região frontogenética logo ao leste dos Andes chilenos, no Cone Sul (sul do
Brasil, Argentina, Paraguai e Uruguai), com taxas de 4 mm h-1, na primavera e verão. Apesar
destes altos valores, como ocorre na África, a taxa de evaporação é alta, o que reduz o total de
chuva.
Os grandes desertos foram bem delineados. No Pacífico e no Atlântico,
respectivamente ao longo da costa da América do Sul e da África, com taxas inferiores a 1,0
mm h-1 demonstram que estes são os maiores desertos da Terra. A região do Saara mais seca,
com taxas menores que 0,5 mm h-1, ficou restrita ao leste da África. Outras áreas com valores
inferiores a 1,0 mm h-1 estão no Pacífico Norte ao longo da costa do México e no Atlântico
Norte ao longo da costa africana.
A Figura 22B mostra a taxa de chuva associada à região convectiva. Nota-se taxas de
chuva maiores do que as do campo médio (Fig. 22A). As taxas de chuva na África foram
acima de 12,0 mm h-1, com médias da ordem de 10,0 mm h-1. Precipitação mais alta foi
observada sobre o sul da África, da América do Sul e dos EUA, devido a sistemas transientes.
A liberação de energia também é da mesma ordem de grandeza da taxa de precipitação,
porém é compensada pela evaporação na região estratiforme.
Na Indonésia, a convecção foi menor do que sobre as áreas continentais, porém foi
mais ampla. Taxas de chuva acima de 7,0 mm h-1 foram medidas desde a China e a Índia até
ao Pacífico Sul central. Taxas acima de 9,0 mm h-1 foram observadas apenas sobre as regiões
continentais.
A taxa de precipitação da região estratiforme (Fig. 22C) foi quase a mesma nas três
grandes áreas precipitantes, exceto no sul da América do Sul e nas planícies centrais do EUA,
onde foi maior. A taxa de chuva ficou entre 1,5 e 2,0 mm h-1 na maior parte do globo.
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103
3.4.3 – Distribuição horizontal e vertical de hidrometeoros
A Figura 23 mostra o total de água presente na camada entre 800 e 300 hPa (2 e 10
km). O total de água foi separado em estratiforme e convectivo. O máximo de conteúdo de
água estratiforme (Fig. 23A) é praticamente igual nas três principais regiões do globo (África,
Indonésia e América do Sul): 2,25 x 10-2 g kg-1. As regiões com menos precipitação estão
entre 1,0 a 1,25 x 10-2 g kg-1. No norte da Índia, apesar do ciclo das Monções, os valores
médios de total de água não são apreciáveis em razão da sua sazonalidade.
A Fig. 23B representa o total de água integrada para a região convectiva. As regiões
com máximo de conteúdo de água e associadas aos ramos ascendentes de Walker possuem
área maior e conteúdo 5 vezes ao estratiforme. As regiões convectivas continentais
continentes (África, América do Sul, subcontinente indiano e nas grandes planícies norte-
americanas) contém mais água do que as regiões convectivas oceânicas. A África é a maior
com conteúdo de água, sendo superior a 14,0 x 10-2 g kg-1, seguido da América do Sul, que
tem uma área no Cone Sul com a mesma magnitude que a africana. Este máximo é uma
conseqüência dos complexos convectivos de mesoescala, frentes e ciclones (Satyamurti et al,
1999). A chuva estratiforme apresenta também um máximo nesta região (Fig. 22B). No
subcontinente indiano, o conteúdo de água na região convectiva foi da mesma ordem das
grandes áreas equatoriais continentais, sendo bem diverso da região estratiforme.
104
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106
A Figura 24 mostra os perfis zonais de água estratiforme sobre as três grandes áreas
equatoriais com ramo ascendente da circulação de Walker. A figura mostra o conteúdo de
água discriminado entre água de nuvem e de chuva e o total de água. Na Fig. 24A observam-
se os perfis do conteúdo de água total de gotas de nuvem estratiforme entre 800 e 500 hPa. O
máximo conteúdo de água de nuvem está centrado no ramo ascendente da circulação de
Walker do respectivo continente. O maior conteúdo de água encontra-se na Indonésia e na
América do Sul ligeiramente ao sul da linha do equador e o da África ligeiramente ao norte. O
posicionamento destas fontes se deve mais a geografia. A região equatorial do continente
africano abrange ambos os hemisférios. Já a América do Sul apresenta uma maior
concentração de terras no Hemisfério Sul (HS). A Indonésia possui uma grande ilha (Nova
Guiné) e parte de outras duas (Sumatra e Bornéu) no HS (Fig. 23A).
A América do Sul supera as demais, com conteúdos de água acima de 0,02 g kg-1 na
media troposfera. A África tem menor fica mais restrita entre o equador e 5°N e a Indonésia
se estende um pouco mais para o HS. Em todas estas regiões, a altitude do máximo esta
relacionada à isoterma de 0°C.
O conteúdo de água de chuva, ou conteúdo de chuva, (Fig. 24B) mostra uma
distribuição similar à da Figura 24A, exceto que o máximo de chuva esta mais baixo, devido à
conversão de água de nuvem em chuva. Na América do Sul, o conteúdo de água é maior do
que o encontrado nas outras áreas, principalmente nas regiões extratropicais (por comparação
à mesma área nas demais). Esta maior quantidade esta associada à área frontogenética sobre o
Cone Sul (Fig. 23A). A Figura 24C mostra um padrão de distribuição similar ao anterior, com
uma maior a diferença no que se refere ao deslocamento do máximo de conteúdo de água para
cima, por influência do conteúdo de água de nuvem entre 690 e 630 hPa (Fig. 24A). O
conteúdo de água na América do Sul é bem similar ao da Indonésia e ambas são maiores que
o da África.
107
Figura 24 – Média de cinco anos (Dez/97 a Nov/02) das médias zonais dos perfis de conteúdo de
água de nuvem (A), de chuva (B) e total (C) estratiforme em g kg-1 sobre a Indonésia (topo),
África (meio) e América do Sul (inferior). O eixo vertical indica a pressão em hPa e o horizontal
a latitude. Valores mais elevados de conteúdo de água estão sombreados.
108
Figura 24 - Continuação.
109
Figura 24 – Continuação.
110
A Figura 25A mostra as estimativas de conteúdo de água de nuvem para a região
convectiva. Observam-se diferenças significativas entre estes campos e os anteriores. A
distribuição do conteúdo de água de nuvem indica também uma dependência topográfica.
Sobre a Indonésia, o conteúdo de água máximo (0,08 g kg-1) esta entre 5° e 10° norte. Nota-se
um núcleo entre 25° e 30°N, associado à convecção no sul do Tibet devido as Monções. Na
África e na América do Sul, o conteúdo de água é muito maior do que o da Indonésia. Valores
acima de 0,1 g kg-1 são encontrados nas regiões equatoriais. Na África, o máximo está
centrado em 5°N. Na América do Sul, este se encontra em 10°S. Observa-se neste continente
um outro máximo entre 30 e 35° S relacionado à região frontogenética sobre do Cone Sul.
Na Figura 25B os máximos de conteúdo de água de chuva, como no caso do setor
estratiforme, se localizam nas mesmas faixas latitudinais que dos máximos de água de nuvem.
O conteúdo de água de chuva sobre a América do Sul é mais distribuído zonalmente do que
na África, que é limitada pelos desertos do Saara e da Namíbia. A Indonésia também tem bem
menos água de chuva do que as outras regiões, com os níveis com valores acima de 0,12 g kg-
1 estão nas camadas abaixo de 720 hPa. Nos continentes este chega a 640 hPa.
O total de água (Fig. 25C) mostra que a Indonésia possui pouca água se comparada a
América do Sul e África, diferente do que ocorreu com o estratiforme (Fig. 24C). A América
do Sul também não apresenta máximo significativo, salvo nas latitudes extratropicais.
Somente a África apresenta um máximo de conteúdo de água significativo sobre a região
equatorial e com uma boa distribuição latitudinal. A presença do deserto do Saara pode ser
percebida pela diminuição do conteúdo de água a partir de 25°N, que não é menor devido a
contribuição dos altos valores encontrados nas montanhas da Etiópia e nas franjas do mar
Vermelho. Das Fig. 25B e 23B, conclui-se que a África é a região do globo que tem o maior
conteúdo de água equatorial, seguida da América do Sul e da Indonésia.
111
Figura 25 – Similar a Fig. 24 só que para a região convectiva.
112
Figura 25 – Continuação.
113
Figura 25 – Continuação.
114
A Figura 26 é similar a 22, porém para o gelo. A Fig. 26A mostra o gelo da região
estratiforme. Observa-se uma maior concentração de gelo sobre as regiões equatoriais dos
continentes africano e americano do sul, onde a convecção é mais profunda. Outros máximos
continentais são aqueles no platô do Tibet, nas grandes planícies norte-americanas e no Cone
Sul. Nos oceanos, a maior concentração de gelo é encontrada no oeste do Atlântico e Pacífico
Norte e nas zonas de convergência do Pacífico, Índico e Atlântico sul. Nos grandes desertos,
encontra-se o mínimo. A região da Indonésia apresenta menor quantidade de gelo, talvez por
uma maior eficiência do processo microfísico quente (Szoke et al, 1986; Stith et al, 2002).
Nesbitt et al (2000) e Petersen e Rutledge (2001) demonstraram que a região
amazônica tem padrões intermediários entre regiões continentais e marítimas. Isto fica
evidente em ambas as figuras (Fig. 26A e 26B), onde se nota que o total de gelo sobre a
região amazônica é menor do que o da África, classificada como puramente continental,
porém maior do que o da Indonésia.
A Figura 27 é similar a Figura 24 e mostra os perfis de conteúdo de gelo estratiforme
sobre as três grandes regiões fontes de calor tropical. A Figura 27A mostra os perfis de
cristais. Sobre a região da Indonésia a quantidade de gelo é ligeiramente menor do que nas
outras duas regiões. Na África, que apresenta a maior pluviosidade entre as três regiões (Fig.
22A), também é a que apresenta a maior quantidade de cristais de gelo, pelo menos nas
regiões equatoriais. Na América do Sul o máximo se deu em 7°S, porém numa área
abrangente (considerando-se a isolinha de 0,04 g kg-1) de 10°N a 35°S. Esta área situa-se ao
leste da região amazônica (Fig. 26A). Na África, valores acima deste limiar ficaram restritos
entre 10°S e 20°N. Em todas as três áreas o máximo de cristais ficou entre 400 e 350 hPa, ou
entre 8 e 10 km de altitude.
115
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117
Os perfis de agregados (Fig. 27B) apresentam o mesmo padrão da Fig. 27A. O
conteúdo de agregados é maior na América do Sul e menor na Indonésia. O máximo de
agregados está logo acima da linha de 0°C, limitada a há algumas centenas de metros. O
perfil do total de gelo (Fig. 27C) é similar ao observado nos resultados anteriores. Apesar da
massa de agregados ter a mesma ordem de grandeza da daquela dos cristais, a maior parte da
massa de gelo está nos níveis logo acima da isoterma de 0°C. As três regiões são similares em
magnitude, porém diferem na distribuição zonal. A Indonésia tem valores em torno de 0,06 e
0,07 g kg-1, entre 650 e 500 hPa, na zona equatorial. Na África e América do Sul, os máximos
estão em 4°N e 5°S, respectivamente. Contudo a distribuição zonal na América do Sul vai de
15°S até 5°N.
Na Figura 28 são mostrados os perfis de total de gelo, que na sua maior parte são
compostos por agregados, na região convectiva. Ao contrário do observado para o setor
estratiforme, a África mostrou ter muito mais gelo do que as outras duas regiões. Valores
acima 0,1 g kg-1 foram encontrados sobre grande parte deste continente, com máximos de até
0,16 g kg-1. Este total esta de acordo com os perfis de total de conteúdo de água (Fig. 25C) e
de total de água e gelo na camada (Fig. 23B e 26B). O núcleo máximo, localizado em 9°N, se
situa sobre as regiões montanhosas da Etiópia (Fig. 26B), local da nascente do Nilo Azul. A
Indonésia apresenta muito pouco gelo, com valores em torno de 0,05 g kg-1. Os valores acima
da latitude de 25°N estão associados à convecção no sul do platô do Tibet. A América do Sul
tem menor conteúdo de gelo do que a África, sendo que a maior quantidade deste está em
25°S, associado à sistemas frontais e complexos convectivos. A Amazônia é similar a um
oceano em termos de conteúdo de gelo, apesar de ainda possuir muito mais do que a
Indonésia.
118
Figura 27 – Média de cinco anos (Dez/97 a Nov/02) das médias zonais dos perfis de conteúdo de
cristais (A), de agregados (B) e total de gelo (C) estratiforme em g kg-1 sobre a Indonésia (topo),
África (meio) e América do Sul (inferior). O eixo vertical indica a pressão em hPa e o horizontal
a latitude. Valores mais elevados de conteúdo de água estão sombreados.
119
Figura 27 – Continuação.
120
Figura 27 - Continuação.
121
Figura 28 – Similar a Fig. 27 só que para o total de gelo da região convectiva.
122
3.4.4 – Distribuição horizontal e vertical da taxa de aquecimento diabático
A Figura 29 mostra a média de cinco anos da distribuição espacial dos campos do
parâmetro coef. A Fig. 29A mostra coef estratiforme e na Fig. 29b convectivo. Na região
estratiforme e convectiva o máximo de coef se deu nas áreas de maior precipitação. Na região
estratiforme, o valor foi da ordem de 5,5 x 10-3 s-1 e na convectiva de 7,5 x 10-3 s-1. Estes
resultados concordam com os obtidos em alta resolução em Rondônia (Fig. 12). Naquela
região, coef estratiforme médio foi de 4,5 x 10-3 s-1, já a média global de cinco anos foi de 5,0
x 10-3 s-1. Na região convectiva, coef foi de 4,5 x 10-3 s-1 e a global de 6,5 x 10-3 s-1,
respectivamente.
Globalmente, o valor do coef estratiforme foi menor que o convectivo. Havendo
exceções, tais como sobre o Oceano Índico Sul, o Pacífico sul Oriental, o Atlântico Sul e em
algumas áreas do Mar do Caribe. Novamente, as três regiões do ramo ascendente da célula de
Walker e as três regiões de convergência dos oceanos Atlântico, Pacífico e Índico aparecem
como regiões onde a difusão de vapor assume uma magnitude maior.
Na região convectiva (Fig. 29B) observa-se padrões similares ao do estratiforme,
exceto que nesta, a diferença de coef entre as regiões com maior e menor precipitação é da
ordem de 8 vezes maior. Esta maior variabilidade pode estar relacionada a maior variabilidade
do tamanho da gota e também do cristal na região estratiforme.
Nos campos médios mensais computou-se a massa perdida pela evaporação de gotas
de nuvem e sublimação de cristais. Como já especificado na metodologia (seção 2.10.2), os
dados do radar PR/TRMM não permitem o calculo deste termo. O parâmetro coef_evp (Eq.
1.25) foi obtido por meio da estimativa do resíduo entre o MHCL e o NCEP. A Figura 30
mostra o perfil vertical da média global de cinco anos coef_evp.
123
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Figura 30 – Média entre Dez/1997 e Nov/2002 do perfil global de coef_evp (h-1) obtido por
meio do resíduo entre o MHCL e o NCEP por meio da Eq. 1.25.
O parâmetro coef_evp apresentou uma grande variabilidade nos primeiros dois
quilômetros. Na média, oscilou entre 97,0 h-1 e 110,0 h-1 de taxa de conversão de massa, com
desvio padrão médio de 6,0 h-1. A fase quente da mudança de fase predominou nestes níveis.
A partir de 4,0 km, o coef_evp decresceu até 6,0 km, onde a massa de cristais teve um ligeiro
aumentar. O declínio de coef_evp ocorreu devido à diminuição da taxa de aquecimento da re-
análise do NCEP. já em 8 km de altitude o valor do parâmetro era de 44,3 h-1, com um desvio
padrão médio 5,0 h-1. No presente modelo utilizou-se um coef_evp de 107,5 h-1 entre 2,0 e 4,0
km e outro linearmente decrescente com a altitude até 44,3 h-1 em 8,0 km.
A Figura 31 mostra a média de cinco anos da taxa de aquecimento por liberação de
calor latente estimada pelo MHCL (Fig 31A), pela re-análise do NCEP (Fig 31B) e pelo CSH
(Fig 31C), no nível de 800 hPa. No MHCL, foi incluso o termo de evaporação de gotículas de
nuvem e de cristais de gelo que não constavam do modelo original de Tao90 e Tao et al
126
(2001). Apesar deste termo ter a mesma magnitude dos demais, na região estratiforme de
sistemas convectivos maduros (Tao90).
O MHCL reproduziu o aquecimento gerado nas grandes regiões do ramo ascendente
da circulação de Walker, também o aquecimento da Zona de Convergência do Pacífico Sul
(ZCPS) e do Atlântico Sul (ZCAS). Também concordou com os resultados do NCEP (Fig.
31B), que também não caracterizou adequadamente o aquecimento na Zona de Convergência
do Índico (ZCI). Notou-se que o forte aquecimento sobre a Amazônia com o NCEP foi
corretamente reproduzido no MHCL, porém com menor magnitude e mais restrito ao oeste da
bacia amazônica. No primeiro foram calculados taxas de 2,0 e 3,0 K dia-1 em grande parte da
América do Sul, com um núcleo sobre o planalto andino e extremo noroeste do continente. O
MHCL estimou de 1,5 e 2,0 K dia-1. O CSH também mostrou mesmo padrão que o MHCL,
porém aquecendo todo o continente e sem um máximo significativo. A Zona de Convergência
Inter-Tropical do Pacífico (ZCIT/P) foi bem caracterizada nos três modelos, a menos de uma
diferença em magnitude, principalmente com o CSH. E a interrupção no Pacífico central no
NCEP.
Cconforme Yanai e Tomita (1998) e Yang e Smith (1999), o aquecimento sobre o
Pacífico oeste é o padrão dominante nas regiões tropicais. Os três modelos são mais ou menos
concordantes na distribuição horizontal, mas diferem na magnitude do aquecimento nesta
região. O NCEP apresentou uma irregular distribuição horizontal do aquecimento, com
máximo associado a ZCPS. Ambos o MHCL e o CSH concordaram quanto à distribuição
horizontal, mas diferiram quanto à magnitude. A área de aquecimento em ambos esteve
associada ao ramo ascendente de Walker sobre a Indonésia entre 1,5 e 2,0 K dia-1,
similarmente a ZCPS. O aquecimento na costa leste da Ásia e da América do Norte são
devido às tempestades de verão (Yanai e Tomita, 1998) .
127
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130
Os três modelos concordaram quanto ao posicionamento da Zona de Convergência
Inter-Tropical do Índico (ZCIT/I). Porém, o CSH teve uma área de aquecimento maior,
equiparável ao do MHCL. O NCEP posicionou uma faixa com maior aquecimento mais
restrita sobre o equador. Na África, o aquecimento ficou entre 1,0 e 1,5 K dia-1 (MHCL) e se
restringiu a Bacia do Congo. Este núcleo sobre o Congo também apareceu no CSH com quase
a mesma magnitude. O NCEP não apresentou um núcleo definido, ocupando uma área muito
maior e com núcleos menores. Uma diferença significativa se observou no Tibet. O NCEP
colocou uma grande fonte de calor nesta região, acima de 3,0 K dia-1. O MHCL colocou uma
área de esfriamento ou sem dados e o CSH não apresentou um valor significativo. Esta
marcante diferença pode ser devido a efeitos da sazonalidade e que serão detalhados mais à
frente.
A evaporação de gotículas de nuvem foi a responsável pelo esfriamento observado nas
regiões dos grandes desertos oceânicos. O CSH (Fig. 31C) não reproduziu o padrão de
evaporação. O campo do MHCL foi mais similar à chamada fonte aparente de calor calculado
pelo NCEP (Figura C.1).
Em geral, o MHCL reproduziu os padrões do NCEP. O posicionamento dos mínimos
de esfriamento em ambos os modelos concordaram. Estes ocorreram na região centro-leste do
oceano Pacífico, no sul do Índico, na costa leste da América do Sul e África. A comparação
do MHCL com o NCEP mostra que este último caracterizou melhor a evaporação sobre os
grandes desertos oceânicos, especialmente nas latitudes extra-tropicais. Yang e Smith (1999)
sugerem que o aquecimento medido entre Nov/1992 e Fev/1993 sobre a área do experimento
TOGA/COARE (2°S, 155°E) foi da ordem de 1,2 K dia-1. O MHCL, na média de cinco anos,
estimou o aquecimento em 1,5 K dia-1, no NCEP, 1,0 e no CSH entre 1,5 e 2,0 K dia-1.
131
Concluindo, os resultados do MHCL são similares aos do NCEP e as diferenças
podem ser devidas a uma carência de dados sobre os oceanos neste último. Apesar da
amostragem limitada do PR/TRMM que em muito supera aos dados do NCEP.
As diferenças podem ainda estar relacionadas à não inclusão do termo de transporte
vertical turbulento de umidade (Yanai, 1973) que, apesar de menor do que a energia liberada
associada à mudança de fase, tem papel importante na redistribuição da energia na coluna
atmosférica (Tao et al, 1993a). Em 800 hPa, este termo é positivo, ou seja, contribui para
secar a atmosfera. Assim, se espera um viés negativo entre o MHCL e o NCEP, como será
visto mais à frente. Em Yang e Smith (1999), este termo, na área do TOGA/COARE, teve a
mesma magnitude do aquecimento devido a liberação de calor latente. Mas, este valor pode
não ser representativo, já que foi obtido em uma amostragem de apenas quatro dias. Nos
experimentos PRE-STORM realizado nas planícies centrais dos EUA e no EMEX realizado
entre a Nova Guiné e a Austrália, a contribuição deste termo foi bem menor.
A Figura 32 mostra os mesmos campos em 500 hPa. Em geral, não houve uma
mudança na distribuição horizontal das regiões de aquecimento, mas houve na magnitude. O
MHCL esfriou todas as regiões de desertos oceânicos e continentais e intensificou a fonte de
calor sobre os ramos ascendentes da célula de Walker, em relação ao NCEP. Principalmente
na Indonésia, onde o aquecimento foi de 1,5 e 2,0 K dia-1. O MHCL e o CSH colocaram um
máximo mais bem delineado na Indonésia, diferente do NCEP, porém com magnitudes
semelhantes.
O aquecimento na América do Sul se manteve inalterado no noroeste do continente,
com uma maior área de aquecimento acima de 1,5 K dia-1. A destacar-se nesta o Cone Sul, as
regiões Sudeste e Centro-Oeste do Brasil, a ZCAS e a convecção amazônica. Outro núcleo ao
sul da primeira região (na região Sul do Brasil) não apareceu nos resultados do NCEP. esta
132
região é onde se desenvolvem complexos convectivos de meso-escala (CCM) durante a
primavera e verão.
Na África, similar ao observado na América do Sul, o NCEP distribuiu uniformemente
o aquecimento. Em 500 hPa, os modelos MHCL e NCEP apresentaram a mesma tendência de
distribuição horizontal, porém muito aquém em magnitude. O primeiro colocou um máximo
de acima de 1,5 K dia-1 e o segundo, não ultrapassou a 0,75 K dia-1. O CSH estimou entre 2,0
e 3,0 K dia-1. Os efeitos da ZCPS e da ZCAS apareceram neste nível. Além da ZCIT, quase
que continua sobre o globo, no MHCL e no CSH.
O CSH foi, novamente, incapaz de representar a evaporação de gotículas de nuvem
com viés positivo contra os demais modelos. O resfriamento no MHCL (-2,0 K h-1) foi maior
do que o do NCEP (-0,25 K h-1). Quando se compara os campos de fonte aparente de calor do
MHCL com o NCEP (Figura C.2), a similaridade é mais evidente.
A Figura 33 mostra os mesmos campos em 300 hPa, este nível é o último dos campos
médios mensais do PR/TRMM, onde aparece a circulação devida aos grandes anticiclones,
associados às baixas quentes em superfície. Esta figura quase não difere das demais. Neste
nível, a magnitude do aquecimento dos ramos ascendentes da circulação de Walker foi similar
entre o MHCL e o NCEP. No Mar da China, a magnitude foi bem menor no NCEP. O
resfriamento devido à evaporação de gotas foi similar no MHCL e no NCEP.
133
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136
O padrão de aquecimento médio meridional entre 10°s e 10°N associado à célula de
Walker é apresentado na Figura 34. Os três modelos apresentaram padrões típicos, com
máximo de aquecimento em médios e baixos níveis, sendo maior entre 60°E e 180°E, devido
a ZCIT/I e a Indonésia. Entretanto, há diferenças marcantes entre os três modelos. A
Indonésia (150°E) e a ZCIT/I (90°E) tem níveis e localizações diferentes quanto ao máximo
de aquecimento. O MHCL tem dois máximos na vertical, um em torno de 700 hPa e outro
mais acima em 500 hPa, sobre aquela primeira região. Tanto o CSH quanto o NCEP
mostraram um único máximo em torno de 450 hPa. Este máximo esteve relacionado à
deposição de gelo sobre cristais na região estratiforme (Fig. C.3) e também presente em
Rondônia (Fig. 13A), porém num nível mais pouco mais elevado. Pôde-se notar que o
máximo esteve fora de fase com o de cristais (Fig. 27A) e se deveu à diminuição dos ecos de
gelo com a altura.
A menor concentração de gelo estratiforme sobre a Indonésia com relação à África e a
América do Sul (Figs. 26A e 27A) não resultou em um menor aquecimento sobre a primeira
nos níveis mais altos, que ainda assim apresentou um forte aquecimento associado à
deposição de cristais (Fig C.3). Esta contradição se explica pela maior magnitude do
parâmetro coef estratiforme (Fig. 29A) e que pode ser uma resposta ao tipo de cristal naquela
região. O segundo máximo (700 hPa) esteve associado à condensação devido a gotas de chuva
e nuvem nas regiões convectivas e estratiforme (Figs. C.3 e. C.4), respectivamente.
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Finalizando, os dois máximos no MHCL são uma conseqüência da separação entre a
contribuição do aquecimento da fase quente, devido à condensação em gotas grandes de
chuva e de nuvem (Figs. C.3 e C.4) na região convectiva e estratiforme e da contribuição dada
pela fase fria na região estratiforme (Figura C.3). A evaporação e o derretimento devido,
respectivamente, a gotas de chuva e a agregados contribuíram pouco para o esfriamento. Estes
termos tiveram uma ordem de grandeza menor dos demais.
O esfriamento devido à evaporação de gotículas de nuvem e sublimação de cristais foi
estimado com auxílio do NCEP (Fig. C3), com resultados tendenciosos, mas tanto o MHCL
quanto o NCEP estimaram uma coluna profunda com resfriamento na costa leste da África
(50°E). Este resfriamento foi mais profundo e com uma maior magnitude no NCEP. No
Pacífico e no Atlântico, a evaporação foi mais alta expressiva nos níveis abaixo de 450 hPa,
principalmente no MHCL. O resfriamento em torno de 800 hPa pode estar associado à
evaporação de gotas de nuvens cúmulo e que poderia ser causado pela advecção horizontal de
ar frio e seco na costa oeste da América do Sul e da África. Apesar de ser em parte
compensado pelo aquecimento devido à condensação de gotas de chuva e de nuvem em
cúmulos-nimbos que se formam nesta mesma região (Fig. C3 e C4). Em 550 hPa, o
resfriamento é uma conseqüência da ausência de gelo (Fig. 26) que nas áreas com convecção
profunda são os principais responsáveis pelo aquecimento nos níveis acima da isoterma de
0°C.
141
Figura 34 – Perfil médio meridional entre 10°S e 10°N da taxa de liberação de calor latente em K
dia-1 média de cinco anos (Dez/97 a Nov/02) estimada pelo MHCL (topo), NCEP (centro) e CSH
(inferior). Tons em marrom indicam valores positivos maiores que 0,25 K dia-1 e em azul
menores que –0,25 K dia-1. O eixo vertical indica a pressão em hPa e o horizontal a longitude.
142
A media zonal da taxa de aquecimento está mostrada na Figura 35. Os três modelos
colocam o máximo sobre 6°N e que corresponde a posição média da ZCIT. Tanto o MHCL e
o CSH mostram dois máximos na vertical. O mais alto esteve associado à região estratiforme,
enquanto que o mais baixo esteve mais correlacionado com a região convectiva; porém sem
descartar a parte estratiforme. As regiões com evaporação de gotas de nuvem e cristais
apresentaram uma magnitude bem maior no MHCL do que no NCEP. Esta evaporação
compensou o ganho de massa onde ocorreu condensação e deposição nas regiões equatoriais.
As Figuras 36 e 37 mostram, respectivamente, a evolução temporal da taxa de
aquecimento integrado na vertical ao longo de cinco anos e a diferença entre o CSH, o MHCL
e o NCEP. No campo superior observa-se a média para a região tropical do Hemisfério Norte
(HN), no do meio a do Hemisfério Sul (HS) e no inferior a média global. A concordância
entre o MHCL e o NCEP foi muito boa, mesmo se considerando somente onde houve
aquecimento (Fig. C.5) ou esfriamento (Fig. C.6). Apesar deste último ser dependente do
NCEP. No HN houve uma ligeira superestimativa do aquecimento durante o verão, em
virtude do maior aquecimento que ocorre na região da Indonésia ao norte do Equador. O CSH
apresenta um viés de 0,5 K dia-1 e o MHCL de menos de 0,1 K dia-1.
No HS a diferença entre o MCHL e o NCEP foi ainda menor. Enquanto que nos meses
de verão a diferença não ultrapassou a 0,1 K dia-1, nos de inverno ficou em torno de –0,05 K
dia-1. O CSH manteve o viés de 0,5 K dia-1. Na média global, houve uma quase compensação
entre o viés positivo no HN (meses de verão) com o viés negativo do HS (meses de inverno).
Apesar de daquele primeiro não ter sido inteiramente anulado pelo último. Na média, o
MHCL superestimou o aquecimento em cerca de 0,03 K dia-1 e o CSH em 0,5 K dia-1.
143
Figura 35 – Similar a Fig. 34 só que para a média zonal.
144
Figura 36 – Evolução temporal da taxa de liberação de calor latente integrada verticalmente
(800 e 300 hPa) e meridionalmente, estimada pelo MHCL (linha vermelha), NCEP (preta) e CSH
(azul). No topo, média zonal de 0° a 25°N, no meio de 0° a 25°S e no inferior de 25° N a 25°S. A
falha em Ago/01 foi causada pela mudança de órbita do TRMM e que gerou problemas nos
dados. O eixo vertical indica a taxa de aquecimento em K dia-1.
145
Figura 37 – Similar a Fig. 36 só que para a diferença entre o CSH e o NCEP (linha azul) e o
MHCL e o NCEP (linha vermelha).
146
As Figuras 38 e 39 mostram a variação sazonal do aquecimento diabático médio para a
América do Sul e África (Fig. 38) e Indonésia e Pacífico Oeste (Fig. 39), média de cinco anos.
No primeiro trimestre do verão austral (DJF), a atividade convectiva abrangia o continente
sul-americano e o Atlântico sul (Fig. 38A) e estava associado a ZCAS, que é mais ativa nesta
estação (Satyamurty et al, 1999). Na África havia uma ampla área com convecção profunda
sobre a bacia do Congo, com uma pequena extensão ao sudeste associada a ZCI, menor e
menos ativa do que a ZCAS. Em termos de magnitude do aquecimento, se observou que a
fonte de calor sul-americana foi maior do que a africana nos meses de verão, o que está de
acordo com o volume de precipitação (Cavalcante et al, 2002) e a presença dos anticiclones
em altos níveis sobre os dois continentes em resposta a liberação de calor latente (Silva Dias
et al, 1983; Gandu e Silva Dias, 1998). Apesar de chover mais na África equatorial do que
sobre a América do Sul equatorial (Fig. 22) esta última tem um pouco menos água e gelo (Fig.
23 e 26). A ZCIT/A foi mais ativa na costa atlântica da América do Sul.
Nos meses de outono (MAM) (Fig. 38B) houve uma ligeira redução da atividade
convectiva associada a ZCAS. A convecção sobre a Amazônia se deslocou para norte,
acompanhando o movimento solar. A fonte africana diminuiu e se restringiu ao norte da bacia
do Congo e a região dos grandes lagos africanos. Nesta última área, a convecção da ZCIT/I se
conectou a convecção africana ao norte de Madagascar. Novamente, os campos de
aquecimento estiveram bem correlacionados com os máximos de precipitação observados em
Cavalcanti et al (2002). Similarmente, ao observado nas áreas de esfriamento sobre o sudeste
da África (deserto da Namíbia) e nos desertos do Saara e da península arábica. A primeira é
uma conseqüência de uma corrente fria oceânica e as demais são devidas a um anticlone em
superfície. A ZCIT/A aumentou sensivelmente em toda a região de convergência, em especial
na costa africana, porém, ainda com o máximo na costa da América do Sul.
147
Figura 38 – Média de cinco anos (Dez/97 a Nov/02) da taxa de aquecimento diabático (K dia-1)
integrado na vertical (800 a 300 hPa) para os meses de Dez/Jan/Fev (DJF) e Mar/Abr/Mai
(MAM) (A) e Jun/Jul/Ago (JJA) e Set/Out/Nov (SON) (B) estimado pelo MHCL para a América
do Sul e África (A). Tons em marrom indicam valores positivos maiores que 0,25 K dia-1 e em
azul menores que –0,25 K dia-1. A latitude é indicada no eixo vertical é a longitude o horizontal.
Projeção Mercato.
148
Figura 38 – Continuação.
149
Nos meses de inverno (JJA) (Fig. 38B) a atividade convectiva foi mínima sobre a
Amazônia, estando mais concentrada ao noroeste, com núcleo de 1,5 e 2,0 K dia-1. Na África,
observou-se valores de 1,0 K dia-1, com a ZCIT/A com o máximo de 1,5 K dia-1 na costa
africana. A ZCAS estava menos ativa, com taxas de aquecimento de até 0,5 K dia-1 no sul do
Brasil, em resposta a sistemas transientes.
Na primavera (SON) (Fig. 38B) a atividade convectiva retornou para o HS. A ZCIT/A
apresentava uma maior atividade nas regiões centrais do oceano e sobre a África. Na
Amazônia, as maiores taxas de aquecimento se restringiam ao centro-oeste da região e se
estendiam pelo continente até se juntar ZCAS.
Ao contrario do Atlântico, o Pacífico Oeste Equatorial (Fig. 39) teve uma menor
variabilidade sazonal. A atividade convectiva variou pouco ao longo das estações. A variação
mais significativa foi devida a redução da atividade da ZCPS, entre os meses de verão (DJF)
(Fig. 39A) e inverno (JJA) (Fig. 39B). Nos meses de verão do HN se observou um aumento
da convecção no leste das Filipinas e aumento da taxa de aquecimento (1,0 a 1,5 K dia-1)
relacionada ao aumento da taxa de precipitação (Cavalcanti et al, 2002) e ao deslocamento da
TSM do leste de Nova Guiné para o leste das Filipinas (Yanai e Tomita, 1998).
150
Figura 39 – Similar a Fig. 38 só que para a Indonésia.
151
Figura 39 – Continuação.
152
Destaca-se na Figura 39 o regime de monções na Índia. Nos meses de inverno do HN
(DJF) (Fig. 39A), observou-se que houve um predomínio da evaporação na Índia, com taxa de
resfriamento entre –0,5 a –1,0 K dia-1. Nos meses de verão (JJA) (Fig. 39B), o aquecimento
na região de monção foi devido à condensação de gotas de chuva. Em 800 hPa, os ventos
estavam de sudoeste sobre este golfo, com um anticiclone no norte da Índia.
Finalizando, fez-se uma análise da evolução temporal da taxa de aquecimento sobre a
região do golfo de Bengala e sudeste da Índia (Fig. 40). Os campos foram mediados entre
25°N e 10°N e 80°E e 100°E. A Fig. 40A mostra a região estratiforme, no do meio a
convectiva (Fig. 40B) e na inferior a total (Fig. 40C). A variabilidade sazonal da monção, que
se inicia em maio e vai até outubro, é claramente visível neste grupo de figuras. Na região
convectiva observou-se um ligeiro aumento na atividade ao longo do período. Em especial em
2002, onde a taxa de aquecimento foi da ordem 1,0 K dia-1 em quase toda a região convectiva.
Na região estratiforme eram claramente visíveis dois máximos verticais durante os meses de
atividade de monção, um em 2 km devido à condensação e outro em 7 km devido à deposição
de gelo.
No El-Niño de 1997/98, o resfriamento no período seco sobre a região foi mais fraco,
bem como o aquecimento na região convectiva no período úmido. Parthasarathy et al (1988,
apud Peixoto e Oort, 1992) sugerem que anos de El-Niño são seguidos de monções fracas.
153
Figura 40 – Evolução ao longo de cinco anos (Dez/97 a Nov/02) da taxa de aquecimento
diabático sobre a Índia (10°N a 25°N, 80E e 100E) para a região estratiforme (A), convectiva
(B) e o total (C). Tons em marrom indicam valores positivos maiores que 0,1 K dia-1 e em azul
menores que –0,1 K dia-1. O eixo vertical indica a pressão em hPa.
154
As regiões de aquecimento tropical tendem ter um máximo médio localizado nas
regiões equatoriais, como se pôde observar na Figura 41 que mostra a média zonal de cinco
anos do aquecimento diabático médio na camada. Nota-se que é no HN equatorial que se
localiza os núcleos de aquecimento. Com o máximo em 7,5°N associado a ZCIT. O
aquecimento até 5°S está associado aos ramos ascendentes da circulação de Walker e, em
latitudes maiores, as zonas de convergência. No HN, a taxa de aquecimento diminui com o
aumento da latitude mais rapidamente do que o observado no HS, que recebe a contribuição
das zonas de convergência nos oceanos. A partir de 15°S/N o esfriamento passa a predominar
na troposfera.
Figura 41 – Média zonal do aquecimento diabático (K dia-1) integrado na vertical (800 a 300
hPa) médio de cinco anos (Dez/97 a Nov/02). O eixo vertical indica a taxa de aquecimento e o
horizontal a latitude.
155
A Figura 42 mostra a contribuição média de cinco anos dos sistemas sazonais tais
como o regime de monção, a atividade das zonas de convergência nos oceanos do HS e das
zonas de tempestade nos oceanos do HN. Em geral houve uma tendência para aumento da
contribuição de sistemas sazonais com o aumento da latitude em oposição ao observado na
média zonal (Fig. 41). Nas altas latitudes houve uma tendência da energia estar mais
concentrada em sistemas transientes de alta freqüência (sistemas sinóticos), que foram
filtrados pela média mensal. O máximo ao sul do Equador, sobre os continentes e sobre a
Indonésia, foi uma conseqüência da sazonalidade dos três ramos ascendentes da circulação de
Walker. No sul do Brasil, a contribuição devido ao CCM foi ainda bem significativa, dada a
sazonalidade deste sistema. No mar da China e na costa leste da América do Norte o máximo
foi devido às regiões de tempestade. Em geral, o HS contribuiu mais para o aquecimento do
globo, principalmente nas zonas de convergência do Pacífico e Atlântico Sul.
A Figura 43 mostra a flutuação mensal da média zonal e que indica a evolução dos
máximos de aquecimento ao longo dos meses. Os máximos estiveram relacionados à marcha
do Sol. Durante todo o período, o máximo de aquecimento ficou em 12,5°N e o máximo de
resfriamento ficou ligeiramente ao sul, 10,5°N. No HS, o máximo de aquecimento ficou em
15°S e se deveu as zonas de convergência. Durante os anos da La-Niña (98/01) a atividade
convectiva diminuiu em ambos os hemisférios. No ano de El-Niño (97/98) (Fig. 44), a
atividade convectiva foi intensa no Pacífico Central, o que deslocou o ramo ascendente da
circulação de Walker para estas regiões, indicado pela anomalia positiva em 5°S (Fig. 43). No
HN, no mesmo período, a anomalia negativa em 8°N foi conseqüência do deslocamento para
o sul da ZCIT/P.
156
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159
4 – COMENTÁRIO FINAIS E CONCLUSÕES
A estimativa do perfil de liberação de calor latente por meio do modelo de Tao90
(HH) e a sua aplicação e adaptação também para a escala global foi o objetivo principal desta
tese. O modelo utilizou os perfis de hidrometeoros (agregados, cristais e água de nuvem e de
chuva), as velocidades terminais e a taxa de precipitação. Estes hidrometeoros normalmente
são obtidos a partir de modelos de escala cúmulo.
O satélite TRMM dispõe de um radar banda Ku e outros sensores, entre eles o TMI. O
modelo de Tao90 modificado utiliza dados do TMI e do PR para estimar os perfis de
hidrometeoros com o modelo de escala cúmulo GPROF (Goddard Profiling Heating
Algorithm). Destes perfis, se estima o aquecimento com o modelo CSH (Convective-
stratiform heating), que utiliza tabelas com perfis de aquecimento para várias regiões do
globo (Tao93a). Este modelo apenas estima um máximo de aquecimento em 8 km (350 hPa),
de acordo com Tao et al (2001).
Todos os modelos necessitam de uma modelagem previa dos perfis de hidrometeoros.
No presente estudo, a taxa de aquecimento foi estimada diretamente dos perfis de
hidrometeoros, obtidos a partir da distribuição de tamanho de gotas. A fase fria foi
desenvolvida com a metodologia de Heymsfield (2003) e a fase líquida da de Ulbrich (1983) e
de Viltard et al (2000).
Inicialmente, estimou-se o perfil em Rondônia com os dados do TRMM/LBA,
realizado entre Janeiro e Fevereiro de 1999. De um radar banda-S, o tipo e conteúdo de
hidrometeoros foram obtidos com a técnica de Bolen e Chandrasekar (2000). A relação de
dispersão obtida em Rondônia foi utitlizada em todo o globo. A classificação da coluna
precipitante em convectiva e estratiforme utilizou a técnica da identificação da BB (Iguchi e
Meneghini, 1994) e a do gradiente horizontal da refletividade (Steiner et al, 1995).
160
Na adaptação dos campos médios mensais considerou-se a freqüência da varredura do
TRMM (Fig. 21) e o efeito da evaporação de gotas de nuvem nos grandes desertos oceânicos,
não computado no modelo original em Tao90. Para a estimativa deste último, criou-se um
parâmetro obtido empiricamente comparando-se o resíduo do aquecimento diabático dado
pela re-análise do NCEP com o MHCL.
São as seguintes as conclusões obtidas:
- A separação entre cristais e agregados na região estratiforme mostrou ter pouca
dependência do parâmetro µ da DTG. O mesmo não se deu com a separação entre água de
nuvem e de chuva;
- Em Rondônia, o modelo reproduziu os padrões da região estratiforme, com o
aquecimento em níveis mais altos (8 a 9 km) e na convectiva nos níveis abaixo de 3 km;
- O padrão de aquecimento (Fig. 14) é bi-modal, o que concorda com modelagens
feitas com o GPROF (Tao et al, 2001) para regiões tropicais;
- O MHCL concorda com o CSH em amplitude (Fig. 15), porém, diverge quanto ao
nível do máximo aquecimento;
- O modelo indicou que havia pouco gelo no Furacão Catarina comparado à outros
ciclones tropicais (não mostrado). Mesmo assim gerou aquecimento nos níveis altos da
atmosfera devido à deposição de cristais;
- As médias globais indicam que o conteúdo de água estratiforme, nas bacias
Amazônica e do Congo e na região da Indonésia equivale em amplitude máxima (2,25 x 10-2
g kg-1), mas, diferem em extensão horizontal. A região convectiva tem amplitude maior de 12
a 14 x 10-2 g kg-1 e com distribuição distinta na América do Sul, África (exceto o Saara) e
norte da Índia. A Indonésia tem menos água de origem convectiva, apesar do conteúdo de
água acima de 10 x 10-2 g kg-1;
161
- A África apresenta maior quantidade de gelo e água, porém não é a principal fonte de
calor e, sim, a Indonésia, que a ultrapassa tanto em extensão quanto em amplitude, bem como
a América do Sul. Isto se deve a maior eficiência com que o vapor se condensa sobre gotas de
chuva na região convectiva e das maiores taxas de condensação em gotículas de nuvem e
sublimação de cristais na região estratiforme relacionadas ao parâmetro coef. A fonte na
Indonésia aquece a troposfera numa taxa entre 1,0 e 1,5 K dia-1, com uma ampla área com
valores acima de 0,75 K dia-1. Esta fonte é menos sazonal do que as outras duas, apesar de
sofrer a influência do regime das Monções que amplia a área da atuação. Durante o El-Niño
97/98 a fonte se deslocou para leste, mantendo um máximo acima de 1,5 K dia-1.
- Na região convectiva das regiões equatoriais é a condensação de água de chuva
(CondC) que domina o padrão de aquecimento. Na região estratiforme são importantes a
deposição de cristais (DepC) e a condensação de água de nuvem (CondN) e, nas regiões
desérticas, a evaporação de água de nuvem;
- O máximo de aquecimento devido à deposição de cristais em 450 hPa tem máximo
abaixo do máximo de cristal em 350 hPa. Esta diferença se deve a massa total de cristais que
diminui acentuadamente com a altura;
- Na média zonal de cinco anos, o máximo da taxa de aquecimento ficou em 5°N,
devido a Zona de Convergência Inter-Tropical. Já os sistemas sazonais contribuíram para que
o máximo ficasse no HS e na Zona de Convergência do Pacífico Sul.
- O MHCL mostrou ser eficiente ao estimar o conteúdo de gelo e água na troposfera.
Também agregou a qualidade em termos de magnitude do NCEP com o detalhamento dado
pelo CSH no aquecimento diabático. Todavia, o modelo melhorou significativamente a
distribuição vertical do aquecimento diabático, mostrando dois máximos já notados
anteriormente (Tao et al, 2001), porém nunca detalhadamente estudados. O MHCL permitiu
que se separasse o perfil de aquecimento em estratiforme e convectivo, estabelecendo que é o
162
primeiro que é o responsável por boa parte do aquecimento da troposfera. Mesmo que a
região convectiva tenha magnitudes maiores. Isto se deve a diferença entre as áreas ocupadas
e ao tempo de vida que são maiores na região estratiforme. O MHCL também foi superior ao
modelo original Tao90 ao incluir o papel da evaporação de gotículas de nuvem, anteriormente
não computado, e que mostrou ser o principal responsável pelo esfriamento da troposfera nos
grandes desertos.
- O regime de Monção foi corretamente estimado. Novamente foi a região estratiforme
da convecção que dominou o padrão de aquecimento. O gelo teve papel fundamental no
aquecimento da alta troposfera, a condensação de gotículas de nuvem a baixa e a evaporação
de gotículas de nuvem no esfriamento durante a fase seca do ciclo.
Sugere-se a partir deste estudo melhorar a iniciação física de modelos regionais e
globais, utilizado, por exemplo, no INPE/CPTEC.
163
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174
APÊNDICE A – PERFIS DE HIDROMETEOROS E PLCL
Nas figuras abaixo são mostrados os perfis de hidrometeoros e PLCL médios de dois
meses como estimados através dos dados de refletividade medidos pelo radar SPOL e pelo
sensor TMI. Para o primeiro a média é feita em cima de 200 varreduras, o segundo com base
em 15 passagens. Apesar da diferença na amostragem, ambos representam os mesmos dias.
A diferença entre os dois perfis é marcante, em especial no setor estratiforme, onde o
TMI praticamente o colocou como convectivo. Também se deve notar a diferença entre as
escalas horizontais. O TMI, novamente, em termos de magnitude do conteúdo de
hidrometeoros é similar ao perfil convectivo para o hidrometeoros líquidos do SPOL (Figura
A.4) e do PR (Figura 10A).
Com relação ao PLCL se vê uma clara divergência entre o SPOL e o TMI, sendo esta
uma conseqüência direta da diferença de perfis de hidrometeoros. O TMI colocou um perfil
tipicamente convectivo no setor estratiforme (máximo sempre em baixos níveis). Apesar da
diferença na magnitude do conteúdo de hidrometeoros (compare os perfis destes entre o
SPOL e o TMI para o setor estratiforme), a magnitude dos termos de PLCL foi similar em
ambos.
175
Figura A.1 - Perfis médios de conteúdo de agregados, cristais e total de gelo (g kg-1) da região
estratiforme (EST) estimados para os meses de Jan e Fev/1999 em Rondônia para o radar
SPOL. O eixo vertical esquerdo indica a altitude em km e o direito a pressão em hPa.
176
Figura A.1 – Continuação.
177
Figura A.2 - Perfis médios de conteúdo de água de chuva, de nuvem e total de água (g kg-1) da
região estratiforme (EST) estimados para os meses de Jan e Fev/1999 em Rondônia para o radar
SPOL. O eixo vertical esquerdo indica a altitude em km e o direito a pressão em hPa.
178
Figura A.2 – Continuação.
179
Figura A.3 – Similar a Fig. A.1 só que para o TMI.
180
Figura A.3 – Continuação.
181
Figura A.4 – Similar a Fig. A.2 só que para o TMI.
182
Figura A.4 – Continuação.
183
Figura A.5 – PLCL estimado com o MHCL, médio de 200 varreduras do SPOL na região
estratiforme (EST) entre os meses de Jan e Fev/1999 em Rondônia, com a contribuição devido à
deposição em cristais (DepC) e agregados (DepA), derretimento (Dert), condensação de gotículas
de nuvem (CondN) e gotas de chuva (CondC) e evaporação (Evap). Todos os termos estão K h-1.
O eixo vertical esquerdo indica a altitude em km e o direito a pressão em hPa.
184
Figura A.5 – Continuação.
185
Figura A.6 - PLCL médio da região estratiforme (Q(EST)), da convectiva (Q(CVC)) e do total
(Q) estimado para os meses de Jan e Fev/1999 em Rondônia pelo radar SPOL. Todos os termos
estão K h-1. O eixo vertical esquerdo indica a altitude em km e o da direita em hPa.
186
Figura A.7 – Similar a Fig. A.5 só que para 15 passagens do TMI.
187
Figura A.7 – Continuação.
188
Figura A.8 – Similar a A.6 só que para o TMI.
189
APÊNDICE B – PLCL DO FURACÃO CATARINA
Nas figuras abaixo são mostrados os PLCL devido a cada termo do modelo MHCL.
Calculados durante as três passagens executadas pelo satélite TRMM.
190
Figura B.1 – PLCL convectivo (CVC) e estratiforme (EST) do furacão Catarina para o dia
23/03/2004 as 1213 UTC, com a contribuição devido à deposição em cristais (DepC) e
agregados (DepA), derretimento (Dert), condensação de gotículas de nuvem (CondN) e
gotas de chuva (CondC) e evaporação (Evap). Todos os termos estão K h-1. O eixo vertical
esquerdo indica a altitude em km e o direito a pressão em hPa.
191
Figura B.2 – Similar a Fig. B.1 só que para o dia 27/03/2004 às 0611 UTC.
192
Figura B.3 – Similar a Fig. B.1 só que para o dia 27/03/2004 as 1100 UTC.
193
APÊNDICE C – CAMPOS MÉDIOS GLOBAIS DE AQUECIMENTO DIABÁTICO
As três primeiras figuras deste grupo compreendem os campos de fonte aparente de
calor que foram obtidos a partir da re-análise do NCEP. Os campos são similares àqueles de
sumidouro de vapor (compare-as com as Figuras 31 a 33 do texto). As outras quatro figuras
dão, respectivamente, o aquecimento médio diabático entre os níveis de 800 e 300 hPa (2 e
10km, aproximadamente), estimados pelo MHCL, para o sumidouro de vapor e fonte aparente
de calor do NCEP e para o CSH.
As Figuras C.7 e C.8 dão os principais contribuintes do modelo MHCL para o
aquecimento devido à mudança de fase. Nas figuras C.9 e C.10 são mostrados os valores da
taxa de liberação de calor latente médios no globo ao longo de cinco anos. Em C.9 somente
são mostrados as regiões com aquecimento. Já, em C.10 somente as áreas com resfriamento.
194
Figu
ra C
.1 –
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195
Figu
ra C
.1 –
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tinua
ção.
196
Figu
ra C
.1 –
Con
tinua
ção
197
Figu
ra C
.2 -
Méd
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e ci
nco
anos
(Dez
/97
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ores
que
0,2
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198
Figu
ra C
.2 –
Con
tinua
ção.
199
Figu
ra C
.2 –
Con
tinua
ção.
200
Figura C.3 - Perfil médio meridional estratiforme entre 10°S e 10°N dos termos Deposição de
cristais (topo), evaporação de gotículas de nuvem (meio) e condensação de água de nuvem
(inferior), média de cinco anos (Dez/97 a Nov/02). Tons em marrom indicam valores positivos
maiores que 0,25 K dia-1 e em azul menores que –0,05 K dia-1. O eixo vertical indica a pressão
em hPa e o horizontal a longitude.
201
Figura C.4 – Similar a C.3 só que para a condensação da água de nuvem (topo) e água de
chuva (inferior) da região convectiva.
202
Figura C.5 - Evolução temporal da taxa de liberação de calor latente integrada verticalmente
(800 e 300 hPa) e meridionalmente, estimada pelo MHCL (linha vermelha), NCEP (preta) e
CSH (azul) para áreas sem evaporação de gotículas de nuvem. No topo, média zonal de 0° a
25°N, no meio de 0° a 25°S e no inferior de 25° N a 25°S. A falha em Ago/01 foi causada pela
mudança de órbita do TRMM e que gerou problemas nos dados. O eixo vertical indica a taxa
de aquecimento em K dia-1.
203
Figura C.6 – Similar a C.9 só que para as regiões onde há evaporação de gotículas de nuvem.
O CSH não é incluso.
ERRATA
Pag. VI lin. 16 - Onde se lê “contends”, leia-se “contents”.
Pag. 8 lin. 2 - Onde se lê “estado” leia-se “Estado”.
Pág. 9 lin. 19 - Onde se lê “com uma resolução”, leia-se “têm uma resolução”.
Pág. 11 lin. 6 - Onde se lê “responsáveis importantes”, leia-se “responsáveis por importantes”.
Pág. 26 lin. 13 – A equação 1.24 deve ser reescrita como :
amsperkN
Aakprc 1
)()(
)()(
αα=
Pág. 26 lin. 20 - Onde se lê: O fator 1/24 faz com que a amostragem fique numa amostragem
horária. Leia-se: O fator 1/ams dá o valor instantâneo médio mensal de sinais.
Pág 28 lin. 22 – A equação 1.25 deve ser reescrita como:
coefkprckprc
kLskmkLvkmQQckevpcoef inMHCLp +
−
+−=
−
))()(()]()()()([)()(_
1
2
Pág 68 lin. 15 - Onde se lê “de chuva (ConcC)”, leia-se “de nuvem (CondN)”. E “O que
contraria” para “O que concorda”.
Pág. 75 lin. 11 - Onde se lê “nas costas brasileiras”, leia-se “na costa brasileira”.
Pág. 136 lin. 18 - Onde se lê “condensação devido a gotas de chuva e nuvem”, leia-se
“condensação devido a gotas de nuvem”.
Pág. 161 lin. 11 - Onde se lê: “a condensação de água de chuva (CondC)”, leia-se “a
condensação de água de nuvem (CondN)”.
Pág. 201 – Na figura C.4 os títulos das figuras estão invertidos. Onde se lê “água de nuvem”
leia-se “água de chuva” e vice-versa.
Pág. 163 – Adicionar as seguintes referências na Bibliografia:
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_______________________________
Marcelo Barbio Rosa
_______________________________
Dr. Augusto José Pereira Filho