COMPARAÇÃO ENTRE DOIS CASOS DE LINHAS DE INSTABILIDADE OBSERVADOS NOS DIAS 25
E 31 DE JANEIRO DE 2000 NO RIO DE JANEIRO
Leanderson Marcos da Silva Paiva
Universidade Federal do Rio de Janeiro – Departamento de Meteorologia
([email protected])
Wallace Figueiredo Menezes
Universidade Federal do Rio de Janeiro - Departamento de Meteorologia
([email protected])
ABSTRACT
Aiming at checking the large and mesoscale standards of heavy rains and storms in Rio de Janeiro
State, an observation study of two storms events was carried out.
The lines instability in both cases, as well as the deeper convective cells could be registered throgh
Doppler Radar images. The dynamic structure at low and middle levels accounted for the formation and
movement of instability lines. The studied environment over Rio de Janeiro presented favorable mechanisms
for the redevelopment of convective cells. The moisture convergence became a fundamental factor so as to
evaluate the convective formation over the WNW in Rio de Janeiro State.
The vertical structure of shear in the horizontal winds, proved to be a factor which probably had
influence upon the kind of developed storm over Rio de Janeiro State.
INTRODUÇÃO
Os sistemas convectivos de mesoescala que se desenvolvem e atingem o Estado do Rio de Janeiro podem
produzir condições de tempo adversas, ocasionando grande impacto social e econômico para o Estado. O Município
do Rio de Janeiro tem sofrido drasticamente com as chuvas de verão, que são basicamente caracterizadas por
precipitações intensas ocorridas em períodos da ordem de trinta minutos a algumas horas de duração e, além disso,
são responsáveis por desabamento de encostas, alagamentos e inundações em diversos bairros cariocas, destruição
de moradias, desastres e diversos incidentes envolvendo casos graves de pessoas feridas e mortas.
Os casos de tempestades acontecidos no final da tarde dos dias 25 e 31 de janeiro do ano 2000 dentro do
Município do Rio de Janeiro foram estudados do ponto de vista observacional (Silva Paiva, 2000) com o objetivo de
se verificar os padrões de grande e mesoescala, associados com a ocorrência de tempestades e chuvas fortes no
Estado do Rio de Janeiro.
Ambas as tempestades provocaram diversos danos materiais para a população e causaram um número
excessivo de inundações em diversas localidades. Numa matéria divulgada pelo jornal “O DIA” (02/02/2000),
jornalistas e repórteres caracterizaram o episódio de tempestade do dia 31 de janeiro como sendo “O Perigo que
Surge do Céu”, pois os raios provenientes deste evento causaram a morte de duas pessoas e deixou outras três
bastante feridas.
Estas tempestades possuíram padrões multicelulares em forma de linhas de instabilidade com células
convectivas bastante vigorosas observadas via imagens de Radar. Vale ressaltar, que a dinâmica de manutenção e
evolução destas linhas de instabilidade estiveram sempre associadas a um mecanismo de retroalimentação na qual os
sistemas, após estabelecidos, tiveram a propriedade de se manter por si só, devido ao ambiente favorável aos
redesenvolvimentos de suas células convectivas, sem que houvesse necessidade de sustentação por parte da
dinâmica de grande escala e forçantes externas. Tal ambiente favorável deve-se à existência de ar quente e úmido em
baixos níveis, de forma a manter o suprimento de umidade para a convecção e a presença de uma camada de ar
potencialmente mais seco em níveis médios, favorecendo a evaporação da água líquida e promovendo a
intensificação de correntes descendentes em conseqüência do resfriamento do ar devido a evaporação. Vale lembrar
1859
também, que no estágio de decaimento, as células convectivas geram correntes de ar descendentes em conseqüência
da queda e evaporação de gotas d’água. Essas correntes descendentes quando atingem o chão, divergem sob a base
do sistema, gerando convergência entre o fluxo de ar relativamente mais frio que está saindo das células convectivas
e o ar mais quente em baixos níveis, formando desta maneira o que é definido como frente de rajada. A frente de
rajada promove o redesenvolvimento de novas células e a manutenção do sistema convectivo como um todo. Este
mecanismo descrito foi proposto por Newton (1950).
A partir deste mecanismo para a propagação de sistemas convectivos de mesoescala, alguns trabalhos foram
desenvolvidos mostrando que, a partir de uma única célula convectiva vigorosa, podem-se formar sistemas
convectivos de mesoescala como conseqüência de diversos redesenvolvimentos da célula inicial. Weisman e Klemp
(1986), a partir de simulações numéricas de tempestades mostraram que o padrão de cisalhamento vertical do vento
horizontal é fundamental para o tipo de sistema que pode ser formado a partir de uma célula convectiva inicial. Os
autores mostraram que em situações em que há cisalhamento unidirecional, ou seja, o vetor cisalhamento não gira ou
gira pouco com a altura, a tendência é a de desenvolvimento de multicélulas sem região preferencial em relação à
célula convectiva inicial. Em condições de fraca magnitude do cisalhamento vertical do vento, o perfil de
cisalhamento unidirecional produz uma célula de vida curta cuja frente de rajada pode atuar como gatilho para
promover a convecção de novas células de vida curta.
Por outro lado quando existe giro do vetor cisalhamento nos primeiros 4 ou 5 Km de altura
(aproximadamente 90°), existe uma tendência de favorecer o redesenvolvimento de convecção em um determinado
flanco preferencial da tempestade inicial, sendo o flanco favorecido dependente do sentido do giro do vetor
cisalhamento com a altura. No caso de giro horário fica favorecido o redesenvolvimento no flanco direito em relação
ao deslocamento da tempestade convectiva inicial e no caso de giro anti - horário, fica favorecido o flanco esquerdo.
Também deve ser ressaltado o fato de que este tipo de comportamento é regido pelo giro, ou não, do vetor
cisalhamento vertical do vento, e não do vetor vento em si.
METODOLOGIA E DADOS
Neste trabalho foram utilizados basicamente alguns dos resultados encontrados por Silva Paiva (2000), onde
foi empregada parte da metodologia de Menezes e Silva Dias (1994, 1996, 1998a, 1998b) e Menezes (1998), que
está baseada, principalmente, em aspectos dinâmicos e termodinâmicos associados a sistemas convectivos de
mesoescala, considerando fatores como: perfil termodinâmico atmosférico e cisalhamento vertical do vento
horizontal. Silva Paiva (2000) aplicou esta metodologia realizando um estudo observacional destes dois casos de
chuvas fortes ocorridos no Estado do Rio de Janeiro, através da visualização de imagens do satélite GOES – 8
calibrada nos canais do infra – vermelho e visível, imagens do Radar Doppler e análise de diversas variáveis e
campos meteorológicos.
As imagens do Radar Doppler (CAPPI a 3 Km de altura) utilizadas como ferramentas importantes neste
trabalho, foram fornecidas pela Fundação Instituto de Geotécnica do Município do Rio de Janeiro (GEORIO), e
pertencem ao Ministério da Aeronáutica. O Radar está posicionado no Pico do Couto (Lat. 22° 28’ S, Lon. 43° 30’
W), aparentemente próximo ao centro do Estado do Rio de Janeiro. Vale informar que sua resolução espacial é de
aproximadamente 1 Km x 1 Km, podendo distorcer à medida que o alcance territorial torna-se mais distante.
Foram também utilizados os dados codificados em TEMP da estação meteorológica do Galeão, afim de
serem utilizados na estrutura de perfil do vento atmosférico e no grau de estabilidade/instabilidade termodinâmica. O
giro do vetor vento horizontal com a altura foi construído em forma de hodógrafa, com ajuda do aplicativo
matemático MATHCAD. Desta forma, foi possível avaliar a importância desses parâmetros em termos de ambiente
favorável ao crescimento, intensificação e organização de sistemas convectivos de mesoescala que atingem o Rio de
Janeiro. E, portanto, conhecendo-se melhor todos esses mecanismos e parâmetros práticos e padrões teóricos, há um
aumento na previsibilidade de tempestades e chuvas fortes que atingem o Rio de Janeiro.
1860
ANÁLISE E RESULTADOS
Estudos anteriores demonstram que a curvatura da hodógrafa nos dois primeiros quilômetros iniciais possui
maior influência em favorecer a evolução da convecção num determinado flanco em particular da tempestade em
supercélula. Outros estudos ressaltam que o ambiente em níveis baixos de tempestades severas convectivas em
supercélulas é favorecido estatisticamente por um giro horário da hodógrafa. Isto explica a predominância de mais
ciclones do que anticiclones em tempestades observadas em condições de forte cisalhamento vertical do vento. Vale
ressaltar, que este resultado é utilizado para o hemisfério norte (HN), onde o giro horário do cisalhamento está
associado com advecção quente em baixos níveis, sendo assim favorável à ocorrência de tempestades. E portanto,
para o hemisfério sul (HS) a situação se inverte ou seja, para que ocorra advecção quente, o giro do cisalhamento do
vento tem que ser anti – horário.
A figura 1(a) mostra o resultado da simulação numérica realizada por Weisman e Klemp (1986) para o caso
idealizado de giro do vetor cisalhamento do vento com a altura. Este experimento mostra a evolução da tempestade
após 40, 80 e 120 minutos de simulação, onde o giro do vetor cisalhamento foi horário nos 7.5 Km iniciais de altura.
Repare que nesta situação a convecção foi favorecida no flanco direito e inibida no flanco esquerdo da tempestade
inicial. Os novos desenvolvimentos no flanco esquerdo foram muito fracos e quase desapareceram em 120 minutos
de simulação.
A figura 1(b) mostra um outro resultado da simulação de Weisman e Klemp (1986) para um caso idealizado
de giro do vetor cisalhamento do vento com a altura, onde a hodógrafa foi truncada para os 2.5 Km iniciais de altura.
A tempestade desloca-se aproximadamente de acordo com o vento médio, e após feito 120 minutos de simulação o
aspecto da tempestade toma a forma de uma “linha de tormenta” ou “linha de instabilidade fraca” de quase 50 Km
de extensão como definido pelos autores.
Como foi explicado, o mais importante no padrão do cisalhamento para definir o tipo de convecção a se
formar não é o giro do vetor em si, mas o giro do vetor cisalhamento com a altura. Uma vez que podem acontecer
situações onde há giro do vetor vento com a altura sem haver giro do vetor cisalhamento, fez se necessário investigar
o comportamento do vetor cisalhamento com a altura em cada um dos casos estudados.
(a)
(b)
Figura 1: Estrutura das tempestades simuladas por Weisman e Klemp em 40, 80, e 120 minutos de duração, com
giro horário do vetor cisalhamento com a altura representadas por hodógrafas para (a) os 7.5 Km iniciais
de altura e (b) truncada nos 2.5 Km iniciais de altura. (Retiradas de Weisman e Klemp, 1986).
1861
O CASO DO DIA 25 DE JANEIRO DE 2000
A linha de instabilidade (LI) que atingiu o Rio de Janeiro no dia 25 de janeiro de 2000 formou-se
aproximadamente no sul de Minas Gerais, junto a porção WNW do Estado do Rio de Janeiro, próximo a Serra da
Mantiqueira. Sua orientação foi basicamente de ENE/WSW, com deslocamento de WNW para ESE. De acordo com
Silva Paiva (2000) e Menezes et al. (2000), o ambiente local observado via diagrama Skew T Log P e perfis de θ, θe,
θes, apresentou-se quente e bastante úmido em níveis baixos e relativamente mais seco em níveis médios e portanto,
favorável aos redesenvolvimentos de células convectivas. Foi verificada também, alta quantidade de Energia
Potencial Disponível (CAPE – 3843 J/Kg) pela sondagem atmosférica do Galeão.
É importante salientar que o escoamento de NW em níveis médios (Fig. 2a) foi responsável pelo
deslocamento desta LI. Além disso, foi observado que dentro de todo o domínio espacial de estudo, a única área que
possuía um núcleo mais significativo de convergência de umidade (Fig. 2b), situava-se praticamente na região de
formação da linha de instabilidade. Este padrão se manteve entre os níveis de 1000 e 850 hPa. Vale ressaltar, que
esta área de convergência de umidade também possuía uma orientação de WSW/ENE bastante similar a da linha de
instabilidade observada. E portanto, a convergência de umidade foi o fator imprescindível para o disparo da
convecção.
Observe que a hodógrafa (Fig. 3) mostrou algumas flutuações de giros horário e anti – horário nos primeiros
níveis de pressão. No entanto, sua estrutura como um todo, apresentava um padrão de grande giro do vetor
cisalhamento do vento com a altura nos primeiros 6.5 Km (418 hPa). Este giro foi no sentido anti – horário e de
acordo com Weisman e Klemp (1986), haveria favorecimento de convecção no flanco esquerdo de tempestades já
formadas e inibição no flanco direito das mesmas. Esta situação fica evidente quando se observa as imagens do
Radar das 17:41 HL e 19:11 HL (Fig. 4a e 4b). Repare que houve o redesenvolvimento de células mais vigorosas na
porção NE (flanco esquerdo) da linha de instabilidade momentos antes da chuva ter atingido a Zona Norte do
Município do Rio de Janeiro. Por outro lado a porção SW da linha de instabilidade decaiu, ou seja houve inibição no
flanco direito, em relação ao movimento médio da linha. Vale lembrar que a hodógrafa é representativa do
Município do Rio de Janeiro, e foi baseada nos dados de vento da sondagem do Aeroporto do Galeão. É importante
ressaltar que o vetor cisalhamento do vento horizontal com a altura é sempre tangente à curva da hodógrafa.
(a)
(b)
Figura 2: (a) Corte horizontal (lat. 57°W e 33°W, lon. 32°S e 12°S) no campo do vetor vento (u, v) no nível de 700
hPa e (b) convergência de umidade específica no nível de 850 hPa previstos pelo modelo ETA do
CPTEC/INPE/MCT para as 18 TMG do dia 25/01/2000.
1862
Componente Meridional do Vento - v
10
418 hPa
5
1010 hPa
0
700 hPa
5
827 hPa
10
2
0
2
4
6
Componente Zonal do Vento - u
Figura 3: Hodógrafa das 12 TMG do dia 25/01/2000, feita com base nos dados de TEMP do Aeroporto do Galeão –
RJ, entre os níveis de 1010 e 418 hPa.
(a)
(b)
Figura 4: Imagens do Radar Doppler (CAPPI à 3 Km) centrado para o Rio de Janeiro, para o dia 25/01/2000 nos
horários locais de (a) 17:41 h e (b) 19:11 h.
1863
O CASO DO DIA 31 DE JANEIRO DE 2000
A linha de instabilidade do dia 31 de janeiro de 2000 teve uma formação muito parecida com a do caso
anterior em termos de orientação e localização. O ambiente apresentou-se favorável aos mecanismos de
redesenvolvimentos de células convectivas e novamente o fluxo de níveis médios (Fig. 5a) foi responsável pelo
deslocamento da LI. O campo de convergência de umidade (Fig. 5b) manteve o mesmo padrão observado no caso do
dia 25, apresentando uma única área de convergência significativa em todo domínio de estudo, entre os níveis de
1000 e 850 hPa, com orientação de ENE/WSW e responsável pela formação da LI.
A hodógrafa (Fig. 6) construída com base nos dados da sondagem do Galeão mostrou um giro do vetor
cisalhamento do vento com a altura bastante intenso, alcançando um pouco mais de 90° nos 2.5 Km iniciais (775
hPa). Este giro foi no sentido anti – horário e desta forma, de acordo com os experimentos de Weisman e Klemp
(1986), esta situação é classificada como uma linha de tormenta ou linha de instabilidade fraca. Embora esta situação
tenha magnitude forte de cisalhamento do vento, ela não ocorreu sobre uma camada muito profunda para produzir
forçantes de pressão necessárias para sustentar e manter uma tempestade do tipo supercélula. Repare que a
organização desta LI é bastante uniforme, não apresentando região preferencial para os redesenvolvimento de células
convectivas. Isto pode ser observado de forma mais clara na imagem do Radar das 18:54 HL e 19:24 HL (Fig. 7a e
7b).
Vale ressaltar, que apesar da linha de instabilidade do dia 25 de janeiro ter atingido apenas a região norte do
Município do Rio de Janeiro, e não havendo muita repercussão de suas conseqüências, suas células convectivas
foram em geral mais vigorosas do que a ocorrida no dia 31 de janeiro, como pode ser visto nas imagens de Radar
para ambos os casos. É importante lembrar, que a sondagem do dia 25 se apresentou mais instável do que a
sondagem do caso posterior e, além disso, a taxa média de precipitação foi relativamente mais elevada para o caso
do dia 25 de janeiro. E de fato, a linha de instabilidade do dia 31 de janeiro foi menos intensa em termos de
refletividades de suas células convectivas, apesar da imprensa ter dado maior repercussão de suas conseqüências
sobre o Município do Rio de Janeiro (ver Silva Paiva, 2000).
(b)
Figura 5: (a) Corte horizontal (lat. 57°W e 33°W, lon. 32°S e 12°S) no campo do vetor vento (u, v) no nível de 700
hPa e (b) convergência de umidade específica no nível de 850 hPa previsto pelo modelo ETA do
CPTEC/INPE/MCT para as 18 TMG do dia 31/01/2000.
1864
Componente Meridional do Vento - v
5
1015 hPa
0
775 hPa
5
10
2
0
2
4
6
8
Componente Zonal do Vento - u
Figura 6: Hodógrafa das 12 TMG do dia 31/01/2000, feita com base nos dados de TEMP do Aeroporto do Galeão –
RJ, entre os níveis de 1010 e 418 hPa.
(a)
(b)
Figura 7: Imagens do Radar Doppler (CAPPI à 3 Km) centrado para o Rio de Janeiro, para o dia 31/01/2000 nos
horários locais de (a) 18:54 h e (b) 19:24 h.
1865
CONCLUSÕES
Nos dois casos estudados neste trabalho, as linhas de instabilidade formaram-se sobre o WNW do Rio de
Janeiro próximo ao Município de Itatiaia, e junto à divisa ao sul de Minas Gerais. Esta formação foi causada
principalmente pela convergência de massa e de umidade em níveis baixos (Menezes et al., 2000 e Silva Paiva,
2000). O deslocamento das mesmas ocorreu devido ao fluxo de NW observado em níveis médios.
A análise da estrutura vertical do cisalhamento do vento é um fator importante que pode influir no tipo de
tempestade que se desenvolve no Estado do Rio de Janeiro. No entanto, se faz necessário o estudo de um número
maior de casos, para que se possa estabelecer um padrão da organização das tempestades que se desenvolvem sobre
este Estado.
Os resultados encontrados neste trabalho podem servir como uma ferramenta para auxiliar a previsão de
sistemas convectivos de mesoescala que atingem o Estado do Rio de Janeiro.
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1866