INPE-10055-TDI/889
ESTUDO DOS RELÂMPAGOS NA REGIÃO SUDESTE DO BRASIL
EM FUNÇÃO DAS CARACTERÍSTICAS GEOGRÁFICAS
Maria Aurora Sá dos Santos Gomes
Dissertação de Mestrado do Curso da Pós-Graduação em Geofísica Espacial, orientada
pelos Drs. Iara Regina Cardoso de Almeida Pinto e Osmar Pinto Júnior, aprovada em 07
de outubro de 2002.
INPE
São José dos Campos
2003
551.594.21 (815)
GOMES, M. A. S. S.
Estudo dos relâmpagos na Região Sudeste do Brasil
em função das características geográficas / M. A. S. S.
Gomes. – São José dos Campos: INPE, 2002.
149p. (INPE-10055-TDI/889).
1.Relâmpagos. 2.Descargas elétricas. 3.Áreas urbanas.
4.Descargas nuvem-solo. 5.Áreas metropolitanas. 6.Áreas
industriais. 7.Distribuição geográfica. 8.Geologia. 9.Altitude. 10.Distribuição de cargas. 11. Distribuição de corrente.
I. Título.
Dedico este trabalho à minha mãe,
aos meus filhos, ao meu marido e
a todos que confiaram e acreditaram em mim.
O poder do intelecto ultrapassa os limites do tempo e do espaço.
AGRADECIMENTOS
À Energia Universal que nos intui a sabedoria e todo o conhecimento.
À Dra. Iara Regina Cardoso de Almeida Pinto pela dedicada orientação e
incentivo ao trabalho de pesquisa.
Ao Dr. Osmar Pinto Júnior pelas contribuições científicas necessárias ao
desenvolvimento deste trabalho.
Ao Dr. Nelson Jesus Ferreira pela dedicada colaboração necessária para o
aprimoramento deste trabalho.
À Dra. Inez Staciarini Batista pelos momentos de compreensão e confiança.
Ao Dr. René Adalid Medrano-Balboa pela amizade e respeito.
Ao Dr. Ralf Gielow pelos votos de confiança no sucesso do trabalho.
À Dra. Iara Regina Nocentini André pelas valiosas sugestões.
Ao Mestre Adelmo Antonio Correia pela colaboração na utilização de software.
Ao Dr. João Carlos Carvalho pela colaboração na utilização de software.
Ao
Mestre
Marcos
Barbosa
Sanches
pelo
fornecimento
de
dados
meteorológicos.
À Sabrina Bérgoch Monteiro Sambatti pela colaboração na implantação de
software.
À geógrafa Isabela Pena Viana de Oliveira Marcelino pelos momentos de
incentivo.
À Companhia Energética de Minas Gerais pelo fornecimento dos dados das
descargas de retorno.
Ao Conselho Nacional de Pesquisa e Desenvolvimento (CNPq) pelo apoio e
subsídio à pesquisa.
À Fundação de Amparo à Pesquisa do Estado de São Paulo (FAPESP) pelo
apoio e subsídio à pesquisa.
A todos os professores que dedicaram momentos de suas vidas em favor do
aprimoramento do conhecimento.
Às críticas que me tornam um ser melhor e mais capaz a cada dia.
RESUMO
Este trabalho apresenta um estudo das influências geográficas sobre os
parâmetros característicos dos relâmpagos em uma região do Estado de Minas
Gerais delimitada pelas latitudes de 18° a 21° S e longitudes de 43° a 47° O,
durante um período de oito anos, de outubro de 1988 a novembro de 1996. Os
dados dos parâmetros meteorológicos foram obtidos do National Centers for
Environmental Prediction (NCEP) e os dos relâmpagos pelo sistema de
detecção Lightning Position and Tracking System (LPATS), acumulados
durante um longo período sem alterações significativas do sistema. Esses
dados permitiram mostrar que um conjunto de fatores geográficos atuam
simultaneamente sobre os relâmpagos. As condições meteorológicas em
escala sinótica, o clima, a topografia e os centros urbanos exercem influências
sobre a quantidade, a polaridade, a porcentagem e a intensidade de
relâmpagos, favorecendo maior atividade de relâmpagos ao Sul em
comparação com o Norte da região estudada. A altitude exerce influência na
quantidade e na intensidade dos relâmpagos negativos, sendo mais numerosos
e menos intensos ao sul, enquanto que ao norte são menos numerosos e mais
intensos. A sudeste, onde estão localizados os centros urbanos de Belo
Horizonte e Contagem, foi constatado um aumento na quantidade de
relâmpagos negativos e uma redução na porcentagem dos relâmpagos
positivos sobre essas cidades e nas regiões seguindo a direção do vento. Os
efeitos das ilhas de calor e da poluição, próprios dos centros urbanos,
aparentemente alteram a distribuição de cargas das nuvens de tempestade,
afetando a densidade e a polaridade dos relâmpagos. Outro fator investigado
foi o tipo de solo, mas não foram encontradas evidências de sua influência
sobre os parâmetros característicos dos relâmpagos.
A STUDY OF GEOGRAPHIC INFLUENCES ON THE LIGHTNING
CHARACTERISTICS IN THE SOUTHEASTERN AREA OF BRAZIL
ABSTRACT
This work presents a study of geographic influences on the lightning
characteristics in Minas Gerais, in the Southeastern Brazil, within an area
delimited by 18° to 21° S and 43° to 47° W. The period of study was eight
years, from October 1988 to November 1996. The lightning and meteorological
data were obtained, respectively, by a Lightning Position and Tracking System
(LPATS), detection system with an almost constant configuration over the
period of study and by National Centers for Environmental Prediction (NCEP).
The data showed that several geographic factors affect simultaneously the
lightning characteristics. The synoptic conditions, climate, topography and
urban centers affect the occurrence and the intensity of lightning, causing more
activity in the South part than in the North part of the region studied. The
altitude is apparently responsible for the lower flash densities and higher
average currents found in the North part as compared to the South part of the
region studied. In the Southeast, were to urban center are found (the cities of
Belo Horizonte and Contagem), was found an increase in the number of
negative flashes and a decrease in the percentage of positive flashes over
those urban centers and in the downwind area. The urban heat islands and the
urban pollution apparently cause a variation in the thunderstorms’ charge
distribution affecting the polarity and the density of the flashes. Another factor
investigated was the type of soil, but no evidence of its influence on lightning
characteristics was found.
SUMÁRIO
LISTA DE FIGURAS
CAPÍTULO 1 – INTRODUÇÃO..............................................................
21
1.1 -
Histórico..................................................................................
21
1.2 -
Motivação e objetivos..............................................................
25
CAPÍTULO 2 - REVISÃO BIBLIOGRÁFICA..........................................
29
2.1 -
Introdução...............................................................................
29
2.2 -
Nuvens de tempestade...........................................................
30
2.3 -
Estrutura elétrica das nuvens de tempestade.........................
36
2.4 -
Processos de eletrização das nuvens de tempestade............
39
2.5 -
Evolução temporal dos relâmpagos nuvem-solo negativos....
41
2.6 -
Relâmpagos nuvem-solo positivos.........................................
47
2.7 -
Relâmpagos intra-nuvem.......................................................
49
2.8 -
Relâmpagos solo-nuvem.........................................................
50
2.9 -
Formação das nuvens.............................................................
51
2.10 -
Características sinóticas do verão na América do Sul............
56
2.10.1 - Alta da Bolívia.........................................................................
56
2.10.2 - Zona de convergência do Atlântico Sul (ZCAS)......................
58
2.10.3 - Sistemas frontais....................................................................
59
CAPÍTULO 3 – METODOLOGIA............................................................
61
3.1 -
Sistemas de detecção de relâmpagos LPATS........................
61
3.2 -
Sistema de detecção dos dados utilizados.............................
62
3.3 -
Desenvolvimento do trabalho.................................................
68
3.4 -
Testes estatísticos de análise de dados.................................
76
3.4.1 -
Teste estatístico Z...................................................................
76
3.4.2 -
Teste estatístico F...................................................................
77
CAPÍTULO 4 – RESULTADOS..............................................................
79
4.1 -
Influência da altitude sobre os relâmpagos.............................
80
4.2 -
Influência dos tipos de solos sobre os relâmpagos.................
91
4.3 -
Influência dos centros urbanos sobre os relâmpagos.............
110
4.4 -
Influência de aspectos meteorológicos sobre os relâmpagos.
116
CAPÍTULO 5 – DISCUSSÕES...............................................................
125
CAPÍTULO 6 - CONCLUSÕES E SUGESTÕES....................................
137
REFERÊNCIAS BIBLIOGRÁFICAS......................................................
141
LISTA DE FIGURAS
Pág.
2.1 - Célula de tempestade no estágio de desenvolvimento................
33
2.2 - Célula de tempestade no estágio maduro...................................
34
2.3 - Célula de tempestade no estágio de dissipação..........................
35
2.4 - Modelo dipolar da estrutura elétrica de uma nuvem de
tempestade isolada......................................................................
36
2.5 - Modelo da estrutura elétrica tripolar de nuvens de tempestade
isoladas........................................................................................
37
2.6 - Modelo da estrutura elétrica multipolar de nuvens de
tempestade isoladas....................................................................
38
2.7 - Processo colisional indutivo de separação de cargas..................
40
2.8 - Processo termoelétrico de separação de cargas.........................
41
2.9 - Representação esquemática do líder escalonado e da descarga
conectante para o relâmpago nuvem-solo de polaridade
negativa.......................................................................................
43
2.10 - Representação esquemática da estrutura do relâmpago nuvemsolo negativo................................................................................
45
2.11 - Fatores que influenciam a ocorrência de relâmpagos positivos
nuvem-solo..................................................................................
48
2.12 - Comparação entre nuvens de tempestade de inverno e de
verão............................................................................................
49
2.13 - Ilustração da ascensão de uma parcela de ar na atmosfera.......
52
2.14 - Perfil típico de temperatura na atmosfera e parâmetros
relacionados a instabilidade vertical............................................
54
3.1 - Indicação da área de estudo e localização das estações
LPATS.........................................................................................
63
3.2 - Linhas hiperbólicas de diferença de tempo constante.................
65
3.3 - Localização da fonte de emissão por interseção hiperbólica.......
66
4.1 - Região de interesse do estudo com destaque do relevo.............
81
4.2 - Distribuição geográfica da altitude...............................................
81
4.3 - Distribuição geográfica do número total de relâmpagos..............
82
4.4 - Distribuição geográfica do número de relâmpagos negativos.....
83
4.5 - Distribuição geográfica do número de relâmpagos positivos.......
83
4.6 - Distribuição geográfica da porcentagem de relâmpagos
negativos......................................................................................
85
4.7 - Distribuição geográfica da porcentagem de relâmpagos
positivos.......................................................................................
85
4.8 - Distribuição geográfica da intensidade de corrente negativa
média...........................................................................................
86
4.9 - Distribuição geográfica da intensidade de corrente positiva
média...........................................................................................
86
4.10 - Gráfico da altitude x número total de relâmpagos........................
88
4.11 - Gráfico da altitude x número de relâmpagos negativos, excluída
região 4........................................................................................
88
4.12 - Gráfico da altitude x número de relâmpagos positivos................
89
4.13 - Gráfico da porcentagem de relâmpagos positivos x número
total de relâmpagos.....................................................................
89
4.14 - Gráfico da altitude x intensidade de corrente negativa média,
excluída região 4..........................................................................
90
4.15 - Gráfico da altitude x intensidade de corrente positiva média,
excluída região 4..........................................................................
90
4.16 - Tipos de solos x número de regiões............................................
92
4.17 - Tipos de solos x número médio de relâmpagos negativos por
unidade de área...........................................................................
93
4.18 - Tipos de solos x número médio de relâmpagos positivos por
unidade de área...........................................................................
93
4.19 - Tipos de solos x número médio total de relâmpagos por
unidade de área...........................................................................
94
4.20 - Tipos de solos x intensidade de corrente negativa média dos
relâmpagos por unidade de área.................................................
94
4.21 - Tipos de solos x intensidade de corrente positiva média dos
relâmpagos por unidade de área.................................................
95
4.22 - Tipos de solos x intensidade de corrente negativa máxima dos
relâmpagos por unidade de área.................................................
95
4.23 - Tipos de solos x intensidade de corrente positiva máxima dos
relâmpagos por unidade de área.................................................
96
4.24 - Tipos de solos x número de regiões na faixa de altitude de 500
a 750 metros................................................................................
97
4.25 - Tipos de solos x número médio de relâmpagos negativos por
unidade de área, na faixa de altitude de 500 a 750 metros.........
97
4.26 - Tipos de solos x número médio de relâmpagos positivos por
unidade de área, na faixa de altitude de 500 a 750 metros.........
98
4.27 - Tipos de solos x número médio total de relâmpagos por
unidade de área, na faixa de altitude de 500 a 750 metros.........
98
4.28 - Tipos de solos x intensidade de corrente negativa média por
unidade de área, na faixa de altitude de 500 a 750 metros.........
99
4.29 - Tipos de solos x intensidade de corrente positiva média por
unidade de área, na faixa de altitude de 500 a 750 metros.........
99
4.30 - Tipos de solos x intensidade de corrente negativa máxima por
unidade de área, na faixa de altitude de 500 a 750 metros.........
100
4.31 - Tipos de solos x intensidade de corrente positiva máxima por
unidade de área, na faixa de altitude de 500 a 750 metros.........
100
4.32 - Tipos de solos x número de regiões na faixa de altitude de 750
a 1000 metros..............................................................................
101
4.33 - Tipos de solos x número de regiões na faixa de altitude de
1000 a 1250 metros.....................................................................
102
4.34 - Tipos de solos x número médio de relâmpagos negativos por
unidade de área, na faixa de altitude de 750 a 1000 metros.......
102
4.35 - Tipos de solos x número médio de relâmpagos negativos por
unidade de área, na faixa de altitude de 1000 a 1250 metros.....
103
4.36 - Tipos de solos x número médio total de relâmpagos por
unidade de área, na faixa de altitude de 750 a 1000 metros.......
103
4.37 - Tipos de solos x número médio total de relâmpagos por
unidade de área, na faixa de altitude de 1000 a 1250 metros.....
104
4.38 - Tipos de solos x número médio de relâmpagos positivos por
unidade de área, na faixa de altitude de 750 a 1000 metros.......
105
4.39 - Tipos de solos x número médio de relâmpagos positivos por
unidade de área, na faixa de altitude de 1000 a 1250 metros.....
105
4.40 - Tipos de solos x intensidade de corrente negativa média por
unidade de área, na faixa de altitude de 750 a 1000 metros.......
106
4.41 - Tipos de solos x intensidade de corrente negativa média por
unidade de área, na faixa de altitude de 1000 a 1250 metros.....
106
4.42 - Tipos de solos x intensidade de corrente positiva média por
unidade de área, na faixa de altitude de 750 a 1000 metros.......
107
4.43 - Tipos de solos x intensidade de corrente positiva média por
unidade de área, na faixa de altitude de 1000 a 1250 metros.....
107
4.44 - Tipos de solos x intensidade de corrente negativa máxima por
unidade de área, na faixa de altitude de 750 a 1000 metros.......
108
4.45 - Tipos de solos x intensidade de corrente negativa máxima por
unidade de área, na faixa de altitude de 1000 a 1250 metros.....
108
4.46 - Tipos de solos x intensidade de corrente positiva máxima por
unidade de área, na faixa de altitude de 750 a 1000 metros.......
109
4.47 - Tipos de solos x intensidade de corrente positiva máxima por
unidade de área, na faixa de altitude de 1000 a 1250 metros.....
109
4.48 - Regiões de Minas Gerais destacando-se os municípios de
Contagem (verde) e Belo Horizonte (amarelo)............................
111
4.49 - Distribuição geográfica do número de relâmpagos negativos
nos centros urbanos demarcados e regiões circunvizinhas........
113
4.50 - Distribuição geográfica do número de relâmpagos positivos nos
centros urbanos demarcados e regiões circunvizinhas...............
113
4.51 - Distribuição geográfica da porcentagem dos relâmpagos
negativos nos centros urbanos demarcados e regiões
circunvizinhas..............................................................................
114
4.52 - Distribuição geográfica da porcentagem dos relâmpagos
positivos nos centros urbanos demarcados e regiões
circunvizinhas..............................................................................
114
4.53 - Distribuição geográfica da intensidade de corrente negativa
média, em kA, nos centros urbanos demarcados e regiões
circunvizinhas..............................................................................
115
4.54 - Distribuição geográfica da intensidade de corrente positiva
média, em kA, nos centros urbanos demarcados e regiões
circunvizinhas..............................................................................
115
4.55 - Linhas de corrente e divergência do campo de vento, em 300
hPa, média mensal (x105s-1), durante o período de setembro a
março de 1988 a 1996.................................................................
118
4.56 - Componente vertical média da velocidade do vento (hPa s-1)
em 300 hPa, média mensal, durante o período de setembro a
março de 1988 a 1996.................................................................
118
4.57 - Linhas de corrente e divergência do fluxo de vapor d’água em
850 hPa, média mensal (x105s-1), durante o período de
setembro a março de 1988 a 1996..............................................
119
4.58 - Componente vertical média da velocidade do vento (hPa s-1)
em 850 hPa, média mensal, durante o período de setembro a
março de 1988 a 1996.................................................................
119
4.59 - Temperatura potencial equivalente (k) em 850 hPa....................
121
4.60 - Linhas de corrente e divergência do campo de vento em 300
hPa, média mensal (x105s-1), para o verão de 1988 a 1996......
123
4.61 - Vetor vento e divergência do fluxo de vapor d’água em 850
hPa, média mensal (x105s-1), para o verão durante o período de
1988 a 1996.................................................................................
123
4.62 - Umidade específica em 925 hPa, média mensal, para o verão
durante o período de 1988 a 1996...............................................
124
CAPÍTULO 1
1.1 – Histórico
O estudo de relâmpagos no Brasil começou no final da década de 80 com a
pesquisa das medidas de campo elétrico atmosférico, a bordo de balões
estratosféricos (Pinto et al., 1992a; Pinto Jr. et al., 1992b) e com a detecção
das descargas de relâmpagos no solo (Araújo et al., 1990).
Com a ampliação das redes de detecção de relâmpagos cobrindo áreas cada
vez maiores e o aperfeiçoamento das antenas de detecção, foi possível
aumentar o volume de dados e o conhecimento sobre os relâmpagos. Os
resultados das pesquisas desses dados começaram a revelar a influência das
características geográficas na distribuição dos relâmpagos nuvem-solo,
afetando principalmente a sua quantidade e a sua intensidade, tais como: a
latitude, a altitude, as condições meteorológicas e climáticas, a resistividade do
solo, a presença de centros urbanos, as queimadas e a poluição.
As influências das características geográficas sobre os relâmpagos foram
percebidas nos estudos de Orville (1991, 1994), Orville e Silver (1997) para os
Estados Unidos no período de 1989 a 1995, Hodanish et al., 1997 para a
Flórida de 1986 a 1995. Em particular, Orville e Silver (1997) relataram que as
densidades anuais de relâmpagos mais altas variam entre 9 e 13
relâmpagos/km².ano, ocorrendo às vezes na Flórida e outras vezes em outros
estados, com porcentagem anual de relâmpagos positivos inferior a 10%,
porém, nenhum dado sobre corrente de pico foi avaliado nesses estudos.
Nessa mesma época, Orville e Silver (1997) encontraram na região tropical de
Papua, New Guinea, no decorrer de um ano, a mais alta densidade anual de
relâmpagos em torno de 20 relâmpagos/km².ano, uma porcentagem anual de
relâmpagos positivos de 5,6 % e picos de correntes médias de 25 kA para
relâmpagos negativos e 33 kA para relâmpagos positivos. Recentemente foi
21
realizada uma análise da distribuição geográfica de cerca de 1,1 milhões de
relâmpagos nuvem-solo na região Sudeste do Brasil, registrados pelo sistema
de detecção Lightning Positioning and Tracking System (LPATS), ocorridos
durante o ano de 1993 (Pinto et al., 1999a). A densidade total de relâmpagos,
a
densidade
máxima
de
relâmpagos
negativos
e
positivos
foram
respectivamente: 11,7; 9,1 e 3,9 relâmpagos/km².ano. A porcentagem de
relâmpagos positivos foi de 23% e a média geométrica dos picos de corrente
ficou em torno de 38,7 kA, enquanto a dos negativos foi de 30,9 kA.
A altitude do relevo é uma característica geográfica que exerce influência sobre
a quantidade e a intensidade dos relâmpagos simultaneamente com as
condições meteorológicas e climáticas. Reap (1986) estudou o comportamento
dos relâmpagos em função da altitude do relevo, analisando cerca de dois
milhões de relâmpagos nuvem-solo negativos, para a região Oeste dos
Estados Unidos, ocorridos durante os verões de 1983-1984. Verificou que à
medida que a altitude aumenta, cresce a densidade diária de relâmpagos e o
pico de corrente passa a ocorrer mais cedo em função da hora local.
Pinto et al. (1999a) fizeram o primeiro estudo de relâmpagos considerando
dados detectados ao longo de um ano contínuo no Brasil, investigando a
dependência da densidade de relâmpagos e picos de corrente com a latitude,
altitude e resistividade do solo. Constataram o comportamento inverso dos
picos de corrente com a latitude, uma tendência de maior densidade de
relâmpagos em altitudes mais elevadas e nenhuma conclusão sobre a
influência da resistividade do solo. Aliás, não existe até hoje na literatura
nenhum trabalho conclusivo, que possa mostrar qualquer dependência da
densidade de relâmpagos ou picos de correntes com o tipo de solo. Apenas
Kindermann (1997), sugere que as intensidades das correntes dos relâmpagos
podem depender da condutividade elétrica do solo, enquanto Kamra (1993)
mostrou que a resistividade do solo atua sobre o campo elétrico atmosférico
produzido pelas tempestades sobre a superfície terrestre.
22
Com a evolução dos estudos da distribuição geográfica dos relâmpagos, foi
possível perceber grande concentração de relâmpagos em torno de centros
urbanos e industriais, devido aos efeitos da poluição e da formação de ilhas de
calor como resultado das modificações dos parâmetros da superfície e da
atmosfera pela urbanização. Lombardo (1985) apresentou um estudo sobre a
alteração climática na região metropolitana de São Paulo associada à formação
da ilha de calor. Westcott (1995), encontrou o dobro de relâmpagos em várias
cidades dos Estados Unidos e circunvizinhanças nos verões de 1989 a 1992.
Estudos de Orville e Huffines (2000) sobre as características dos relâmpagos,
durante um período de dez anos (1989-1998) nos Estados Unidos, mostraram
significantes variações geográficas dos mesmos quanto à densidade, a
polaridade, aos picos de corrente e a multiplicidade. Verificaram altas
densidades de relâmpagos atribuídas aos efeitos urbanos e industriais,
manifestadas nas áreas de Houston e Dallas no Texas e nas proximidades das
refinarias de Lake Charles em Louisiana. Orville et al. (2001) também
constataram um aumento na densidade de relâmpagos sobre a área urbana de
Houston, no Texas, que se prolonga abaixo da cidade e uma diminuição acima
da área urbana, ambos seguindo a direção do vento, no período de 1989 a
2000, manifestado tanto durante o verão como durante o inverno. Em seguida,
Steiger e Orville (2002) verificaram, ainda, uma diminuição na porcentagem de
relâmpagos positivos sobre o centro urbano de Houston em comparação com a
sua circunvizinhança, durante um período de 12 anos, possivelmente devido
aos efeitos da poluição industrial. Curiosamente Soriano e Pablo (2002)
verificaram em nove pequenos centros urbanos, na Espanha, com áreas
inferiores a 25 km2 e população abaixo de 334.000 habitantes, aumentos do
número de relâmpagos nesses centros urbanos, que se prolongam abaixo dos
mesmos, seguindo a direção do vento, e diminuição acima dos mesmos
seguindo a direção do vento. No Brasil, Naccarato (2001) constatou na grande
São Paulo, na grande Campinas e no Vale do Paraíba, uma forte relação entre
23
o aumento de relâmpagos e os elevados índices de industrialização como em
Houston e Dallas no Texas e nas proximidades das refinarias de Lake Charles
em Louisiana.
Outros trabalhos mostraram a ocorrência da variação da quantidade e da
porcentagem dos relâmpagos em relação à polaridade positiva, possivelmente,
devido à influência da poluição sobre o processo de geração e separação das
cargas dentro da nuvem. Lyons (1998) constatou o triplo de relâmpagos
nuvem-solo positivos com picos de corrente em dobro em relação à
climatologia normal, devido à poluição oriunda das queimadas, ocorridas no Sul
do México, sobre a região Sul dos Estados Unidos no período de abril a junho.
Na região Sudeste do Brasil os resultados da pesquisa de Fernandes (2001),
mostraram que a porcentagem de relâmpagos positivos em setembro de 1988
foi o dobro da porcentagem encontrada em 1999 em função do aumento dos
focos de queimadas na mesma ordem de magnitude ocorridas principalmente
durante o inverno.
Outro estudo interessante realizado por Rosenfeld e Lensky (1998), mostrou
que as nuvens mais poluídas apresentam maior quantidade de água líquida
com gotículas de água muito menores e maior espessura da fase mista em
comparação com as nuvens menos poluídas, favorecendo a atividade de
relâmpagos. Rosenfeld e Woodley (2001), perceberam que a presença de
material particulado inibe o crescimento de gotículas de água dentro das
nuvens e causa a retenção de maior quantidade de água líquida superresfriada dentro da nuvem, que interfere no processo inicial das descargas
elétricas (Ogawa 1995) e no processo de geração e separação de cargas
dentro da nuvem (Williams 1988).
24
1.2 – Motivação e objetivos
A principal motivação para o desenvolvimento deste trabalho foi a existência de
uma região com condições propícias para o estudo da influência das
características geográficas sobre os relâmpagos, onde existe um sistema de
detecção de relâmpagos em operação, durante um período de oito anos, sem
alterações significativas. Na região Sudeste do Brasil, o Estado de Minas
Gerais é uma região propícia para este estudo, apresentando uma ampla área
coberta pelo sistema de detecção com boa eficiência e características
geográficas diversificadas em relação às condições meteorológicas em escala
sinótica, à topografia, aos tipos de solos e à ocupação urbana.
Recentemente foi realizada uma análise da distribuição geográfica dos
relâmpagos nuvem-solo na região Sudeste do Brasil, registrados pelo sistema
de detecção LPATS, ocorridos durante o ano de 1993 (Pinto et al., 1997a),
onde a densidade total de relâmpagos, a densidade máxima de relâmpagos
negativos e positivos foi respectivamente: 11,7; 9,1 e 3,9 relâmpagos/km².ano.
Esses resultados foram compatíveis com as altas densidades de relâmpagos
encontradas por Orville e Silver (1997) na Flórida e outras cidades entre 9 e 13
rel/km2.ano. Porém, não existe no Brasil nenhum estudo sobre os relâmpagos,
durante um longo período de tempo, que mostre o comportamento dos
parâmetros característicos dos relâmpagos em função da adversidade
geográfica. Portanto, o estudo estatístico dos dados armazenados, ao longo de
oito anos pelo sistema de detecção, foi uma fonte de expectativas de
ampliação do conhecimento dos relâmpagos na região Sudeste do Brasil.
O objetivo principal deste estudo foi procurar evidências de influências
geográficas sobre os relâmpagos durante um período de oito anos, de outubro
de 1988 a novembro de 1996, na região Sudeste do Brasil delimitada pela
latitude variando de 18° a 21° S e longitude variando de 43° a 47° O.
25
Este trabalho foi uma pesquisa inédita na região Sudeste, durante um extenso
período de tempo, em que o sistema de detecção de descargas de
relâmpagos, LPATS, funcionou sem alterações significativas, permitindo
acumular um conjunto de dados adequados para uma análise estatística.
Esses dados de descargas dos relâmpagos não foram corrigidos pela eficiência
do sistema, estimada pelo fabricante entre 60% e 70%, por não haver um fator
estabelecido para tal correção. O desempenho do sistema de detecção de
descargas de relâmpagos, LPATS, apresenta falhas na identificação correta
das descargas com intensidades de corrente abaixo de 15 kA, confundindo
descargas intra-nuvens com descargas nuvem-solo de baixa intensidade. Para
evitar uma contaminação de descargas intra-nuvens, sendo consideradas pelo
sistema de detecção como descargas nuvem-solo, foram excluídos os dados
de relâmpagos de ambas polaridades com intensidades de corrente inferiores a
15 kA. Mesmo assim, ainda permanece uma contaminação residual,
característica do desempenho do sistema, principalmente para os relâmpagos
nuvem-solo positivos.
Os objetivos específicos deste trabalho foram:
1) Investigar os efeitos da altitude do relevo sobre os relâmpagos.
2) Investigar se existe alguma influência dos tipos de solos sobre os
relâmpagos.
3) Investigar a influência da presença de centros urbanos sobre os
relâmpagos.
4) Investigar a influência de aspectos meteorológicos de escala sinótica
sobre os relâmpagos.
Alguns trabalhos como Diendorfer et al. (1998) e Shulz e Diendorfer (1999), na
Áustria, confirmaram a existência da variação da densidade e da intensidade
26
de corrente dos relâmpagos em função da altitude e Minas Gerais apresenta
uma topografia adequada para o estudo da influência do relevo sobre os
relâmpagos, com níveis de altitude que variam desde 500 metros até cerca de
2.000 metros. Nas regiões onde a altitude do relevo é mais alta, ao sul do
Estado, predominam as mais altas densidades de relâmpagos, comparáveis
com as principais regiões de ocorrências de relâmpagos do mundo: África
Central, Região Amazônica e Flórida. Os valores mais baixos de densidade de
relâmpagos foram registrados no norte de Minas Gerais numa região onde o
relevo é plano e semi-árido. Em particular, Pinto et al. (1999a) sugerem um
estudo mais discretizado das regiões durante um período de tempo maior, para
ampliar o conhecimento do comportamento dos relâmpagos em função das
características geográficas.
Neste trabalho procurou-se investigar também a ocorrência de alguma
indicação de influência do tipo de solo sobre os relâmpagos. Os tipos de solos
característicos de Minas Gerais são bem diversificados, num total de treze,
com a predominância dos tipos: latossolo, litossolo, cambissolo e podzólico.
Havendo a constatação de algum indício de influência do tipo de solo sobre os
relâmpagos é possível trabalhar hipóteses sobre os aspectos relacionados com
o solo, que estejam exercendo tais influências sobre os relâmpagos. Sendo o
tipo de solo um parâmetro mais genérico e menos variável, pode indicar melhor
se existe algum controle da natureza do solo sobre a ocorrência de
relâmpagos.
Também foi investigada a influência de alguns aspectos meteorológicos em
escala sinótica, capazes de justificar a atividade de relâmpagos na região em
estudo. Para isso foi pesquisada a presença de fatores termodinâmicos e
dinâmicos favoráveis à formação de nuvens e a ocorrência de relâmpagos.
Orville e Huffines (2001), comentam que as condições meteorológicas também
contribuem para a mudança das características geográficas dos relâmpagos
em função do tempo e do espaço. Infelizmente, no Brasil não existe um banco
27
de dados de parâmetros meteorológicos suficiente para um estudo estatístico,
com a utilização de modelos de mesoescala, que permita uma análise das
condições meteorológicas sob uma ótica regional. Devido a esse fato, foram
utilizados dados de reanálise do modelo global do National Centers for
Environmental Prediction (NCEP), para os parâmetros meteorológicos neste
estudo, conforme Kalnay et al. (1996).
Na região de estudo existem duas cidades, Belo Horizonte e Contagem, com
potencial para o estudo da influência de centros urbanos sobre os relâmpagos
e comparação dos resultados com os descritos tanto em Orville et al. (2001)
como em Steiger e Orville (2002) ambos no Texas, além de Soriano e Pablo
(2002) na Espanha.
No estudo dos relâmpagos na região Sudeste do Brasil em função das
características geográficas do relevo, do tipo de solo, sinóticas e da presença
de centros urbanos, foram analisados os seguintes parâmetros característicos
dos relâmpagos: o número de relâmpagos, os percentuais de polaridade, os
percentuais de multiplicidade, as intensidades de correntes médias e máximas
dos relâmpagos. Os resultados dessas análises de maior relevância científica
são apresentados no capítulo 4 e discutidos no capítulo 5 com base na
literatura científica pertinente. Antes, no capítulo 2 foi feita uma revisão
bibliográfica contendo conhecimentos básicos sobre nuvens de tempestade,
relâmpagos e as características sinóticas do verão na América do Sul. Em
seguida, no capítulo 3, foi abordada a metodologia utilizada para a obtenção
dos dados e dos resultados da pesquisa. Finalmente, no capitulo 6, são
apresentadas as conclusões deste estudo, acompanhadas das sugestões para
trabalhos futuros.
28
CAPÍTULO 2
REVISÃO BIBLIOGRÁFICA
2.1 - Introdução
Relâmpagos são descargas elétricas associadas a nuvens de tempestade, com
duração média de um quarto de segundo, percorrendo uma trajetória de 5 a 10
km na atmosfera, e sendo capazes de produzir intensas correntes e campos
eletromagnéticos. Elas ocorrem quando um campo elétrico produzido pelo
acúmulo de cargas dentro da nuvem excede a capacidade dielétrica do ar na
sua base. A capacidade dielétrica do ar ao nível do solo é da ordem de 3.000
kV/m, na altura da base da nuvem esse valor diminui para 1.000 kV/m e dentro
dela
alcança
300
kV/m.
Essas
descargas
elétricas
geralmente
são
acompanhadas por trovões, que são ondas sonoras produzidas pela expansão
do ar aquecido no canal percorrido pela corrente do relâmpago. A temperatura
no interior do canal é da ordem de 30.000 K, equivalente a cinco vezes a da
superfície do sol e a pressão dezenas de vezes a pressão atmosférica ao nível
do mar, sendo capaz de gerar dentro dele uma ionização de densidade em
torno de 1026 elétrons/cm³. Os relâmpagos também podem ocorrer em
tempestades de neve e de areia, durante erupções vulcânicas ou de forma
artificial, em explosões nucleares, com aviões e com foguetes em simulações
de relâmpagos. Cerca de 50 a 100 relâmpagos ocorrem da nuvem para o solo
por segundo no mundo, equivalente a 2 a 4 bilhões de relâmpagos por ano
(Pinto Jr. e Pinto, 2000).
Na natureza existem vários tipos de relâmpagos, os do tipo nuvem-solo (NS)
negativos, ocorrem da nuvem em direção ao solo trazendo cargas negativas da
nuvem para o solo; os nuvem-solo (NS) positivos trazem cargas positivas da
nuvem para o solo; os solo-nuvem (SN) iniciam-se no solo em estruturas altas
e pontiagudas, árvores, edificações e se dirigem na direção da nuvem,
podendo ser positivos ou negativos; os intra-nuvem (IN), ocorrem dentro da
29
nuvem, sendo os mais freqüentes e difíceis de serem estudados; os entre a
nuvem e o ar, onde o relâmpago sai da nuvem e se dirige para o céu ; os entre
as nuvens e os entre a nuvem e a ionosfera (Pinto Jr. e Pinto, 2000).
2.2 - Nuvens de tempestade
Nuvens de tempestade são nuvens eletrificadas do tipo Cumulonimbus que
apresentam trovões e relâmpagos. Nelas ocorrem processos de geração e
separação de cargas elétricas que dão origem aos vários tipos de relâmpagos.
Uma nuvem de tempestade tipicamente apresenta um diâmetro de 10 a 20 km,
uma extensão vertical de 10 a 20 km, podem movimentar-se com velocidade
de 40 a 50 km/h e seu tempo de duração é em média de 30 a 90 minutos. Elas
apresentam-se como tempestades isoladas ou tempestades locais, ou em
grupos, formando tempestades organizadas, conhecidas como sistemas
convectivos de mesoescala, em geral, mais severas com chuvas e ventos mais
intensos, além de eventualmente produzirem granizo (Pinto Jr. e Pinto, 2000).
As linhas de tempestade, as linhas de instabilidade e os complexos convectivos
de mesoescala são tipos particulares de sistemas convectivos de mesoescala.
Linhas de tempestade são tempestades individuais próximas umas das outras,
porém sem interação entre si. Já as linhas de instabilidade são sistemas de
tempestades dispostos ao longo de uma linha, conectados pela região
estratiforme, com interação entre si, estendendo-se por várias centenas de
quilômetros. Geralmente, formam-se junto à interface entre uma massa de ar
úmido e quente e uma massa de ar fria (Pinto Jr. e Pinto, 2000).
Os complexos convectivos de mesoescala são sistemas quase circulares, com
centenas de tempestades interligadas, com duração em média de 10 a 12
horas e diâmetros de 300 a 400 km. Podem ocorrer ainda agrupamentos de
tempestades em escala sinótica dando origem às tempestades tropicais e
extratropicais ou ciclones, que atingem dimensões de centenas a milhares de
30
quilômetros, com ventos superiores a 300 km/h e duração de vários dias (Pinto
Jr. e Pinto, 2000).
No mundo ocorrem cerca de 50.000 tempestades por dia ou 18 milhões por
ano. Uma tempestade isolada pode ser formada por uma única célula
(unicelular) embora na sua maioria, seja formada por várias células
(multicelulares). Raramente é formada por uma supercélula, com uma extensão
de cerca de 100 km. Uma tempestade unicelular pode durar menos de uma
hora, enquanto as multicelulares, as supercelulares e até as organizadas
podem durar várias horas. Devido à existência de gradientes verticais dos
ventos horizontais nas regiões onde elas se formam, as correntes de ar
ascendentes
tendem
a
ocorrer
em
regiões
distintas
das
correntes
descendentes de ar, permitindo-lhes um tempo de duração mais longo em
comparação com as unicelulares. As tempestades severas, na sua grande
maioria, formam-se em regiões com forte gradiente vertical do vento horizontal
e alto valor da CAPE (energia potencial convectiva disponível) (Pinto Jr. e
Pinto, 2000).
A tempestade multicelular é constituída de várias células adjacentes em
diferentes estágios de desenvolvimento, e a supercelular por uma célula
gigante. A altura dos topos das nuvens de tempestade depende da latitude
geográfica. Em regiões de média para altas latitudes raramente ultrapassam 8
km de altura, já em regiões de médias para baixas latitudes podem alcançar
até 20 km de altitude, como acontece ao Norte da Austrália, Indonésia e Nova
Guiné (Pinto Jr. e Pinto, 2000).
As nuvens de tempestade unicelulares passam por três estágios de evolução,
cada um deles com duração de 20 a 40 minutos: estágio de desenvolvimento,
estágio maduro e estágio dissipativo, ilustrados nas Figuras 2.1, 2.2 e 2.3,
respectivamente.
31
O estágio de desenvolvimento da tempestade envolve a reunião de pequenas
nuvens Cumulus, tem duração de dezenas de minutos, a nuvem atinge
diâmetro de 3 até 8 km, possui a base a 1 km do solo, alcança uma extensão
vertical de 5 até 8 km e apresenta movimentos de ar predominantemente
ascendentes, que arrastam gotas de água e gelo para cima (Pinto Jr. e Pinto,
2000).
No estágio maduro, que dura cerca de 30 minutos, a nuvem apresenta um
diâmetro de 10 km, podendo em alguns casos atingir dezenas de quilômetros,
alcança uma extensão vertical de 8 a 20 km, a altura da base da nuvem dista
cerca de 1 até 4 km do solo dependendo da umidade, contém movimentos de
ar ascendentes tornando gotas de água e cristais de gelo mais massivos,
apresenta movimentos de ar descendentes decorrentes da não sustentação
dessas gotas de água e cristais de gelo, com precipitação de chuvas,
ocorrência de relâmpagos, ventos fortes e até tornados. O topo da nuvem
costuma apresentar um alargamento na direção horizontal em forma de
bigorna, devido ao espalhamento horizontal das partículas de gelo (cristais de
gelo), dando à nuvem um formato semelhante ao de uma bigorna que aponta
na direção dos ventos (Pinto Jr. e Pinto, 2000).
O
estágio
de
dissipação
tem
duração
de
30
minutos,
apresenta
predominantemente movimentos de ar descendentes, causando o esfriamento
e a dissipação da nuvem, restando apenas a bigorna que assume a forma de
nuvens Cirrostratus e Altostratus (Pinto Jr. e Pinto, 2000).
32
FIGURA. 2.1 – Célula de tempestade no estágio de desenvolvimento.
FONTE: adaptada de Byers e Braham (1949, p.22).
33
FIGURA 2.2 - Célula de tempestade no estágio maduro.
FONTE: adaptada de Byers e Braham (1949, p. 23).
34
FIGURA 2.3. - Célula de tempestade no estágio de dissipação.
FONTE: adaptada de Byers e Braham (1949, p. 26).
.
35
2.3 - Estrutura elétrica das nuvens de tempestade
As nuvens de tempestade isoladas possuem uma estrutura elétrica devido ao
acúmulo de partículas carregadas, produzidas por processos macrofísicos e
microfísicos. No início do século XX foi proposto o primeiro modelo de estrutura
elétrica das nuvens de tempestade isoladas, representado por dois centros
principais de cargas, sendo um centro positivo de cargas ocupando a metade
superior do volume da nuvem, e outro negativo de cargas ocupando a metade
inferior do volume da nuvem, ilustrado na figura 2.4. O centro positivo principal
de cargas depende do desenvolvimento vertical da nuvem e situa-se
geralmente a 1 km abaixo de seu topo (Magono, 1980). Esses centros
principais de cargas geralmente apresentam a mesma magnitude, que varia
desde uma dezena a algumas centenas de Coulombs (Pinto Jr. e Pinto, 2000).
FIGURA. 2.4 – Modelo dipolar da estrutura elétrica de uma nuvem de
tempestade isolada.
FONTE : adaptada de Pinto Jr. e Pinto (2000, p. 63).
36
No final da década de 1930 surgiu um novo modelo de estrutura elétrica para
as nuvens de tempestade isoladas, chamado modelo tripolar, representado na
Figura 2.5. Esse modelo supõe a existência de três centros de cargas de
magnitudes similares, distribuídos em camadas horizontais, com dois centros
positivos de cargas distribuídos na parte superior e na inferior da nuvem e um
centro negativo de cargas no meio da nuvem. Independentemente da altura do
topo da nuvem, o centro negativo de cargas, situa-se numa faixa de altura onde
a temperatura varia em torno de 0 a –15°C. O modelo apresenta também uma
camada negativa de blindagem no topo da nuvem e uma camada positiva de
blindagem na base da nuvem, devido à captura de íons atmosféricos por
gotículas de água ou cristais de gelo nos contornos da nuvem (Williams, 1989).
FIGURA. 2.5 – Modelo da estrutura elétrica tripolar de nuvens de tempestade
isoladas.
FONTE : adaptada de Williams (1989, p. 13.153).
Pesquisas de medidas de campo elétrico no interior das nuvens de
tempestade, utilizando-se balões atmosféricos, ocorridas na última década,
sugerem um modelo multipolar para a estrutura elétrica das nuvens de
tempestade isoladas, ilustrado na Figura 2.6. Na região de correntes
37
ascendentes foram identificados quatro centros de cargas, em alturas
crescentes com o aumento da velocidade das correntes e na região de
correntes descendentes seis centros de cargas. Acredita-se ainda, que as
tempestades organizadas possam apresentar estrutura elétrica semelhante às
tempestades isoladas (Pinto Jr. e Pinto, 2000).
FIGURA 2.6 – Modelo da estrutura elétrica multipolar de nuvens de
tempestade isoladas.
FONTE : adaptada de Pinto Jr. e Pinto (2000, p. 67).
38
2.4 - Processos de eletrização das nuvens de tempestade
Devido a complexidade da estrutura elétrica das nuvens o processo de
eletrização das mesmas não são bem conhecidos. Acredita-se que a geração e
separação de cargas dentro da nuvem de tempestade tenha origem em
processos macrofísicos e microfísicos, que ocorrem simultaneamente dentro da
nuvem. A teoria mais aceita para explicar a existência de cargas dentro da
nuvem assume que as cargas são geradas por colisões de diferentes partículas
de gelo no interior da nuvem, embora os detalhes dos processos de colisões
sejam desconhecidos. Durante as colisões ocorre a transferência de cargas
entre as partículas pelos processos indutivo e termoelétrico (Pinto Jr. e Pinto,
2000).
Pelo processo indutivo, partículas grandes como o granizo são polarizadas pelo
campo elétrico externo e transferem cargas positivas em excesso para as
partículas menores como os cristais de gelo durante as colisões, sendo em
seguida separadas por processos macrofísicos gravitacional e convectivo.
Dessa forma o granizo fica negativamente carregado e o cristal de gelo
positivamente carregado, como ilustrado na Figura 2.7. Através do processo
gravitacional, as cargas negativas associadas ao granizo por serem mais
massivas, sob a ação da gravidade, movem-se para a parte inferior da nuvem.
Já as cargas positivas ligam-se a partículas menos massivas como os cristais
de gelo e ficam suspensas no topo da nuvem. Simultaneamente, pelo processo
convectivo, as correntes de ar ascendentes e descendentes dentro da nuvem
transportam as partículas mantendo as menores na parte superior da nuvem.
Experiências indicam que processos indutivos assumem maior importância na
presença de campos elétricos da ordem de 10 kV/m (Volland, 1984). Logo, o
campo elétrico atmosférico é insuficiente para iniciar o processo de eletrização
dentro da nuvem, podendo atuar mais significativamente no estágio maduro,
quando já existem vários centros de cargas produzidos por outros processos.
39
FIGURA. 2.7 – Processo colisional indutivo de separação de cargas.
FONTE : adaptada de Iribarne e Cho (1980, p. 138).
Dos processos não indutivos, o mais recente é o termoelétrico, Figura 2.8,
apresentado por Williams (1988). A polaridade da carga transferida durante a
colisão entre o granizo e o cristal de gelo, depende da temperatura de inversão
de carga, em torno de –15° C. Se a colisão ocorrer em uma temperatura maior
do que –15° C, o granizo transfere carga negativa ao cristal de gelo. Sendo a
temperatura menor, haverá transferência de carga positiva.
De acordo com Williams (1989), para que ocorra uma transferência de carga
significante durante a colisão entre o granizo e o cristal de gelo é necessário
que exista alta concentração de água líquida super-resfriada dentro da nuvem.
A quantidade de água existente no local da colisão, altera a temperatura
superficial do granizo e a temperatura de inversão de carga.
40
FIGURA. 2.8 - Processo termoelétrico de separação de cargas.
FONTE : adaptada de Williams (1988, p. 52).
2.5 - Evolução temporal dos relâmpagos nuvem-solo negativos
O relâmpago nuvem-solo negativo consiste de uma descarga elétrica ou
múltiplas descargas elétricas sucessivas de cargas negativas, que partem do
centro negativo de cargas da nuvem e se dirigem em direção ao solo.
Representam 90% da quantidade dos relâmpagos nuvem-solo (Pinto Jr. e
Pinto, 2000).
O mecanismo da descarga elétrica começa com fracas descargas dentro da
nuvem, em torno de 3 a 5 km de altura, durante um período de 10 a 100 ms,
chamado período de quebra de rigidez preliminar, na região entre o centro
negativo de cargas e o pequeno centro positivo de cargas próximo à base da
41
nuvem, iluminando a nuvem e produzindo alterações no campo elétrico no solo
além de radiação VHF (Pinto Jr. e Pinto, 2000).
A quebra de rigidez dielétrica do ar ocorre quando o campo elétrico dentro da
nuvem atinge valores da ordem de 400 kV/m, inferiores aqueles para a quebra
de rigidez do ar na altura da nuvem, cerca de 1.000 kV/m. Esse fato pode ser
devido a redução do campo necessário para a quebra de rigidez pela presença
de gotículas de água polarizadas pelo campo elétrico no interior da nuvem ou
pela ação de elétrons produzidos pela radiação cósmica e acelerados pelo
campo elétrico, provocando o surgimento de uma fraca descarga luminosa
chamada de líder escalonado. Este se propaga em direção ao solo durante 20
milissegundos, com velocidade de 400.000 km/h, percorrendo uma trajetória
ramificada à procura de caminhos mais condutores, em pequenos passos
discretos da ordem de 30 a 100 m, com duração em média de um
microssegundo e pausas de 50 microssegundos entre cada passo, conforme
Figura 2.9, (Pinto Jr. e Pinto, 2000).
O líder escalonado forma um canal ionizado com um núcleo de alguns
centímetros de diâmetro, de intensa luminosidade cujo diâmetro varia de 1 até
10 metros, podendo transportar uma corrente de algumas centenas de
Ampères, com pulsos de 1 kA correspondentes a cada passo. À medida que as
cargas do líder escalonado se propagam em direção ao solo, campos
eletromagnéticos são produzidos pelos pulsos de corrente associados a cada
etapa (Pinto Jr. e Pinto, 2000).
42
FIGURA. 2.9 - Representação esquemática do líder escalonado e da descarga
conectante para o relâmpago nuvem-solo de polaridade negativa. (a)
representação do início do líder escalonado, (b) evolução do líder
escalonado e (c) encontro do líder escalonado com a descarga
conectante.
FONTE: adaptada de Iribarne e Cho (1980, p. 142).
Quando o líder escalonado se aproxima do solo, a uma distância menor de 200
metros da superfície, as cargas elétricas armazenadas no canal intensificam o
campo elétrico próximo ao solo, provocando a quebra da rigidez dielétrica do ar
e o surgimento de uma ou mais descargas positivas ascendentes, chamadas
descargas conectantes. Essas descargas conectantes surgem do solo, de
estruturas altas e pontiagudas, de árvores ou de edificações e se dirigem em
direção à parte frontal do líder escalonado (Pinto Jr. e Pinto, 2000).
Do encontro da descarga conectante com o líder escalonado surge a descarga
de retorno, com duração de cerca de 100 microssegundos, acompanhada de
43
intensa luminosidade, que se propaga para cima com velocidade em torno de
400.000.000 km/h. A luminosidade da descarga de retorno é proveniente de
emissões contínuas e discretas de átomos, moléculas e íons de nitrogênio,
oxigênio e hidrogênio, excitados e ionizados pelos elétrons no canal ao se
deslocarem para o solo. O movimento da luminosidade ocorre para cima
porque os primeiros elétrons a se deslocarem para o solo são aqueles mais
próximos do solo (Pinto Jr. e Pinto, 2000).
Durante a descarga de retorno, os elétrons presentes no canal ionizado pelo
líder escalonado, são acelerados criando uma descarga descendente com
duração em média de 200 a 400 microssegundos, com picos de corrente de 30
a 40 kA, transferindo cerca de 10 C de carga negativa para o solo. Esses picos
de corrente são atingidos em cerca de 10 microssegundos, decaindo a metade
desse valor em cerca de 100 microssegundos. A corrente da descarga
aumenta lentamente no período que antecede a descarga de retorno, aumenta
rapidamente até atingir o pico durante a descarga de retorno e decai
lentamente até ocorrer um segundo pico de menor intensidade, em torno de 50
microssegundos, devido a corrente corona das cargas formadas ao redor do
canal (Pinto Jr. e Pinto, 2000).
Durante um relâmpago, esse processo pode ocorrer uma única vez para os
chamados relâmpagos simples, com apenas uma descarga de retorno, ou
várias vezes no caso de relâmpagos múltiplos, compostos de várias descargas
sucessivas separadas por intervalos de tempo de 1 a 100 ms, conforme Figura
2.10 (Pinto Jr. e Pinto, 2000).
44
FIGURA. 2.10 - Representação esquemática da estrutura do relâmpago
nuvem- solo negativo.
FONTE: adaptada de Iribarne e Cho (1980, p. 143).
Após cada descarga de retorno, as descargas múltiplas necessitam de novas
descargas denominadas de líderes contínuos. Cada líder contínuo inicia-se na
mesma região de onde partiu o líder escalonado, propaga-se pelo canal já
ionizado de forma contínua, sem ramificações, com menor intensidade em
torno de 1kA e maior velocidade do que o líder escalonado, cerca de
40.000.000 km/h. Às vezes o líder contínuo sofre desvios no seu trajeto
seguindo novos caminhos, devido à ação dos ventos ou decaimento do canal
inicial. Quando o líder contínuo aproxima-se do solo une-se a uma descarga
conectante e surge uma descarga de retorno subsequente. O intervalo de
tempo entre a descarga de retorno e o líder contínuo é de 50 ms e o tempo de
duração do líder contínuo é de 1 ms (Pinto Jr. e Pinto, 2000).
45
As descargas subsequentes dos relâmpagos nuvem-solo negativos múltiplos,
podem ser acompanhadas de intensa corrente contínua de 100 a 1000 A, com
duração em torno de alguns milissegundos a centenas de milissegundos, que
está associada à distribuição horizontal de cargas dentro da nuvem. Às vezes,
enquanto ocorre a corrente contínua surge um aumento da corrente no canal,
com duração de 1 ms, em um processo chamado componente M, causando
variação no campo elétrico (Pinto Jr. e Pinto, 2000).
De modo geral, as descargas subsequentes tendem a ocorrer num período
menor, em torno de 50 microssegundos, a apresentar velocidades pouco
maiores em comparação com a primeira descarga de retorno e intensidades de
corrente menores com valores de pico em torno de 10 a 20 kA. Esses valores
de pico são atingidos mais rápido, em torno de 1 microssegundo, em virtude do
canal estar ionizado pela primeira descarga e decaem a metade do valor de
pico em 20 microssegundos (Pinto Jr. e Pinto, 2000).
Entre as descargas múltiplas ocorrem transportes lentos e rápidos de cargas
de outras regiões dentro da nuvem para a região onde teve início o líder
escalonado, chamados de processo J e processo K, respectivamente. O
processo J causa variação lenta do campo elétrico no solo, com duração de
dezenas de milissegundos. O processo K causa variações rápidas no campo
elétrico na forma de pulsos, chamadas de variações K, em intervalos de
poucos milissegundos, devido ao encontro das cargas em movimento com
cargas opostas, chamadas de descargas K. Essas variações K duram dezenas
de microssegundos e os picos de campo elétrico são em geral dez vezes
menores comparados com os das descargas de retorno. Durante a evolução
temporal dos relâmpagos nuvem-solo negativos, ocorre a emissão de radiação
eletromagnética numa larga faixa de freqüência, que varia de poucos hertz a
centenas de megahertz, sendo a máxima potência de emissão de radiação em
torno de 10 kHz (Pinto Jr. e Pinto, 2000).
46
Do total de relâmpagos nuvem-solo negativos 20% são simples, apresentando
apenas uma descarga de retorno, e 80% são múltiplos. Em média os múltiplos
têm de 3 a 6 descargas sucessivas, mas há registros de até 42 descargas. Por
outro lado, há evidências de que as descargas de relâmpagos simples sejam
menos intensas comparadas com a primeira descarga de relâmpagos múltiplos
(Pinto Jr. e Pinto, 2000).
2.6 - Relâmpagos nuvem-solo positivos
São descargas elétricas que trazem cargas positivas da nuvem para o solo,
representam a minoria em relação ao número de relâmpagos nuvem-solo,
menos de 10% do total, porém, muito destrutivos. Geralmente desenvolvem
etapas similares às descritas pelos nuvem-solo e seus líderes escalonados
iniciam-se no centro principal de cargas positivas situado na parte superior da
nuvem ou no pequeno centro de cargas positivas próximo à base da nuvem.
Na maioria dos casos apresentam apenas uma descarga de retorno,
freqüentemente acompanhada de uma fraca corrente de longa duração,
chamada de corrente contínua. Essa fraca corrente contínua se mantém
durante um tempo prolongado antes de decair, podendo transferir maior
quantidade de energia (∫i²dt) da nuvem para o solo. Dessa forma, a
permanência de uma fraca corrente contínua por um período prolongado faz
com que os relâmpagos positivos tenham um poder destrutivo superior aos dos
nuvem-solo negativos. Estima-se que a intensidade de corrente média dos
relâmpagos nuvem-solo positivos seja levemente superior a dos nuvem-solo
negativos (Pinto Jr. e Pinto, 2000).
A ocorrência dos relâmpagos nuvem-solo positivos é influenciada pela latitude
geográfica, pela estação do ano e pela variação horizontal dos ventos com a
altura, que causa a inclinação das nuvens. Nuvens com grandes extensões
verticais propiciam a ocorrência de relâmpagos intra-nuvem, nuvens mais
baixas e mais inclinadas favorecem a ocorrência de relâmpagos nuvem-solo
47
positivos. Estas situações estão ilustradas nas Figuras 2.11 e 2.12. No Japão e
nos Estados Unidos há uma predominância de relâmpagos positivos em
tempestades durante o inverno, época em que as nuvens são mais baixas e
mais inclinadas devido aos fortes ventos (Pinto Jr. e Pinto, 2000).
FIGURA. 2.11 - Fatores que influenciam a ocorrência de relâmpagos positivos
nuvem-solo: (a) extensão vertical e (b) variação dos ventos
horizontais com a altura.
FONTE: adaptada de Pinto Jr. e Pinto (1996, p. 51).
48
FIGURA. 2.12 - Comparação entre nuvens de tempestade de inverno e de
verão.
FONTE : adaptada de Magono (1980, p. 209).
2.7 - Relâmpagos intra-nuvem
Os relâmpagos intra-nuvem ocorrem no interior da nuvem sendo normalmente
vistos através de um clarão e costumam ser os primeiros a acontecer nas
tempestades precedendo os relâmpagos nuvem-solo. De modo geral, iniciamse a partir de um líder contínuo, na região inferior do centro de cargas
negativas, propagam-se com velocidade de torno de 40.000 km/h em direção
ao centro positivo de cargas sem apresentar descargas de retorno e com
emissão de radiação centrada em 100 kHz ao invés de 10 kHz como no caso
dos relâmpagos nuvem-solo. Essa diferença é devida à diferente geometria do
canal nos dois casos. Freqüentemente, quando o líder encontra pequenas
regiões de cargas em seu trajeto, ocorrem cinco ou seis descargas, chamadas
descargas K, cada uma delas com duração de 10 microssegundos e
49
intensidade de alguns ampères. Os relâmpagos intra-nuvem são diferenciados
dos nuvem-solo positivos por parâmetros que caracterizam a forma de onda da
radiação como a largura do pulso e o tempo de subida, embora os sistemas de
detecção usem apenas a largura de pulso. A polaridade e a intensidade dos
picos de correntes são obtidos dos valores de campo elétrico. O percentual de
relâmpagos intra-nuvem nas tempestades varia de 30 a 100%. Por outro lado,
pouco se conhece sobre as características dos relâmpagos que ocorrem entrenuvens e da nuvem para o ar, mesmo assim consideram-se similares aos intranuvem (Pinto Jr. e Pinto, 2000).
2.8 - Relâmpagos solo-nuvem
O relâmpago solo-nuvem inicia-se de pontos elevados no solo como árvores,
edifícios e torres, através de um líder escalonado que se move em direção à
nuvem. Os relâmpagos solo-nuvem podem apresentar ambas polaridades, mas
a grande maioria (em torno de 80%) é negativa, transferindo cargas negativas
da nuvem para o solo. A maioria dos relâmpagos solo-nuvem não apresentam
descargas de retorno, mas corrente contínua com baixa intensidade de
corrente em torno de centenas de ampères e de longa duração cerca de
dezenas a centenas de milissegundos, sobreposta a pulsos de corrente de
alguns kA, embora às vezes ocorram com a presença de líderes contínuos
acompanhados de descargas de retorno similares aos nuvem-solo negativos.
Acredita-se que parte dos relâmpagos solo-nuvem, ocorram devido a
relâmpagos intra-nuvem, capazes de produzir campos elétricos no solo
suficientes para romper a rigidez dielétrica do ar (Pinto Jr. e Pinto, 2000).
50
2.9 - Formação das nuvens
A formação das nuvens de tempestade dependem de fatores termodinâmicos e
dinâmicos favoráveis à ascensão e a condensação do vapor de água existente
na atmosfera. Esses fatores estão relacionados principalmente com a umidade
dos ar, com o grau de instabilidade vertical da atmosfera relacionado com a
variação da temperatura com a altura, além de mecanismos dinâmicos. O ar é
composto por uma mistura de gases, vapor d´água, além de partículas em
suspensão chamadas aerossóis, que atuam como núcleos de condensação,
tais como: a poeira, as partículas de sal dos oceanos, os produtos da
combustão de materiais e da poluição tanto urbana como industrial (Pinto Jr. e
Pinto, 2000).
A quantidade de umidade existente no ar é estabelecida pela massa de vapor
d’ água existente por unidade de volume de ar, chamada de umidade absoluta,
ou por unidade de massa de ar seco, chamada de razão de mistura, ou por
unidade de massa de ar seco existente caso o ar esteja saturado, chamada de
razão de mistura de saturação ou umidade relativa se expressa em
porcentagem. O vapor d’água começa a condensar nas partículas de aerossóis
quando a pressão da massa de vapor d’ água alcança a pressão de saturação
do vapor d’água e caso não existam aerossóis ou gotículas de água o ar tornase supersaturado (Pinto Jr. e Pinto, 2000).
A variação da temperatura com a altura indica o grau de instabilidade da
atmosfera determinando se existe condição ou não para uma parcela de ar
deslocar-se na vertical. À medida que uma parcela de ar não saturada sobe na
atmosfera ocorre uma diminuição da sua temperatura, a uma taxa de
aproximadamente 10 graus por km, descrita por uma curva adiabática não
saturada, apresentada na Figura 2.13 (Pinto Jr. e Pinto, 2000).
51
A uma certa altura chamada de nível de saturação é atingida a pressão de
saturação da massa de vapor d’água contida na parcela de ar, coincidente com
o nível de condensação, onde se inicia a base das nuvens. A partir do nível de
condensação, devido a liberação de calor latente de condensação, a
temperatura da parcela de ar diminui mais lentamente com a altura, cerca de 3
graus por km, acompanhando uma curva adiabática saturada, conforme Figura
2.14. Quando a parcela de ar atinge a temperatura de 0° C, chamado nível de
congelamento, as gotículas de água líquida congelam, no entanto, devido a
falta de núcleos de condensação, muitas gotículas de água líquida
permanecem como gotículas de água super-resfriada enquanto não atingirem a
altura onde a temperatura é – 40° C, transformando-se instantaneamente em
partículas de gelo (Pinto Jr. e Pinto, 2000).
FIGURA.2.13 – Ilustração da ascensão de uma parcela de ar na atmosfera.
FONTE: adaptada de Pinto Jr. e Pinto (2000, p. 43).
52
Em meteorologia as condições de estabilidade da atmosfera indicam se a
situação termodinâmica é propícia ou não ao movimento ascensional. Uma
atmosfera é considerada estável, se imprimindo movimento ascensional a uma
parcela de ar ela tende a voltar à posição original, mantendo-se mais fria que a
atmosfera. É considerada instável se o movimento ascensional ocorre
independente da altura, sendo a temperatura da parcela superior a da
atmosfera. Mas, como acontece freqüentemente, pode ser considerada
condicionalmente estável, quando o movimento ascensional da parcela de ar é
estável até uma altura chamada nível de convecção livre e instável desse nível
até uma altura chamada nível de equilíbrio, que define o topo das nuvens,
conforme Figura 2.14 (Pinto Jr. e Pinto, 2000).
Para a parcela de ar atingir o nível de convecção livre precisa receber de uma
fonte externa a energia necessária para ultrapassar a região estável, chamada
energia de inibição da convecção ou CINE. Em seguida, para continuar o seu
movimento ascensional precisa receber uma energia da atmosfera chamada
energia potencial convectiva disponível ou CAPE, proporcional à velocidade
das correntes convectivas ascendentes dentro da nuvem. Desse modo, esses
dois parâmetros mostram que o grau de instabilidade da atmosfera será maior
quanto menor for o valor da CINE e maior o da CAPE. (Pinto Jr. e Pinto, 2000).
53
FIGURA 2.14 – Perfil típico de temperatura na atmosfera e parâmetros
relacionados a instabilidade vertical: nível de equilíbrio (NE);
nível de convecção livre (NCL); nível de condensação (NC);
temperatura de bulbo úmido (Tw); temperatura convectiva (Tc);
temperatura potencial equivalente (Te); energia potencial
convectiva disponível (CAPE); energia de inibição da
convecção (CINE).
FONTE: adaptada de Pinto Jr. e Pinto (2000, p. 44).
54
No entanto, existem outros parâmetros como a temperatura convectiva, a
temperatura de bulbo úmido, a temperatura potencial equivalente, ainda a
diferença entre a temperatura e a temperatura do ponto de orvalho na
superfície, que podem ser usados para indicar o grau de estabilidade da
atmosfera. A temperatura do ponto de orvalho é a temperatura atingida por
uma massa de ar, ao ser resfriada até ocorrer a saturação a pressão constante.
Já a temperatura convectiva equivale a temperatura que uma parcela deveria
ter na superfície, para ocorrer a convecção sob influência de uma pequena
perturbação. Por outro lado, a temperatura de bulbo úmido é definida como a
mais baixa temperatura a ser atingida por uma parcela de ar, ao ser resfriada
pela evaporação de água no seu interior sob ação do calor do ar e a pressão
constante. Por último, a temperatura potencial equivalente é aquela que uma
parcela de ar teria se aquecida pelo calor latente liberado da condensação de
toda a sua umidade. Essas temperaturas podem ser obtidas das curvas
adiabáticas saturada e não saturada e do perfil da temperatura da atmosfera,
indicado na Figura 2.14 (Pinto Jr. e Pinto, 2000).
Assim, vários fatores podem contribuir para a diminuição da CINE e o aumento
do grau de instabilidade da atmosfera como o aumento da umidade, o aumento
da temperatura potencial equivalente ou da temperatura de bulbo úmido, a
diminuição da temperatura convectiva e a existência de montanhas. Algumas
forçantes dinâmicas também favorecem o movimento ascensional como as
frentes, as brisas marítimas, os ventos soprando em direção a uma montanha,
área de convergência horizontal de ventos, as ilhas de calor e as frentes de
rajada associadas às tempestades (Pinto Jr. e Pinto, 2000).
55
2.10 - Características sinóticas do verão na América do Sul
2.10.1 - Alta da Bolívia
A circulação geral da atmosfera sofre influências entre outros fatores da
variação sazonal da radiação solar que chega à superfície da terra, e do
aquecimento diferencial entre os continentes e os oceanos. Essas influências
são observadas no escoamento dos altos níveis nos meses de inverno e verão.
O escoamento em 250 hPa, no mês de julho apresenta uma circulação
anticiclônica sobre o Norte da América do Sul e tem um caráter zonal sobre as
latitudes subtropicais e médias da América do Sul (Gan, 1993).
No mês de janeiro a configuração do escoamento em 250 hPa sobre a América
do Sul é ondulatória, possuindo uma circulação anticiclônica com centro sobre
a Bolívia (AB) e a jusante deste há um cavado cujo eixo posiciona-se sobre a
costa leste do Nordeste do Brasil e outro sobre o Oceano Pacífico. A circulação
anticiclônica em altos níveis, geralmente, induz um fluxo divergente de massa,
caracterizado pela presença de movimentos ascendentes e formação de
nebulosidade. Associado ao cavado em altos níveis, na vizinhança do litoral do
NE, freqüentemente observa-se uma circulação ciclônica fechada, que
influencia um fluxo convergente de ar frio com movimentos descendentes e
ausência de nebulosidade (céu limpo). Essa circulação é denominada Vórtice
Ciclônico de Altos Níveis (Gan, 1993).
A Alta da Bolívia é uma circulação anticiclônica na alta troposfera, associada a
forçantes térmicas e dinâmicas, que domina grande parte da região tropical da
América do Sul durante os meses de verão. Desenvolve-se a oeste da região
amazônica, durante a primavera, intensifica-se sobre a Bolívia no verão e
enfraquece no outono sobre a Amazônia central (Gan et al., 2001; Marengo et
al., 2001; Kousky e Kayano, 1981). Seu desenvolvimento está associado à
56
intensa atividade convectiva provocada pelo forte aquecimento do altiplano
boliviano abaixo de 500 hPa, durante o início da estação chuvosa entre os
meses de outubro e novembro, e a liberação de calor latente da precipitação
sobre o platô boliviano e região Sudeste do Brasil. A Alta da Bolívia surge em
outubro, torna-se mais ativa em janeiro centrada em 15° S e 65° O persistindo
até abril (Rao et al., 1995).
A formação da Alta da Bolívia envolve o forte aquecimento da superfície
terrestre (calor sensível), convergência do fluxo de vapor d’água nos baixos
níveis (a Amazônia geralmente é úmida durante este período), movimentos
verticais ascendentes, formação de nuvens convectivas, precipitação e
liberação de calor latente e intensificação da circulação anticiclônica nos altos
níveis. Na costa Norte da América do Sul, em baixos níveis (850 hPa), os
ventos predominantes são de leste e se curvam para sudoeste quando entram
na Amazônia, devido à existência de um grande influxo de vapor d’água,
favorecendo a convergência de umidade para alimentar a Alta da Bolívia. O
mesmo não ocorre no período seco em julho devido ao campo de vento
manter-se paralelo a costa (Rao et al., 1995).
De acordo com Carvalho (1989) há uma correlação direta entre a intensidade
da circulação na Alta da Bolívia e o cavado a nordeste da mesma, a Alta da
Bolívia
e
o
cavado
a
nordeste
estão
diretamente
e
inversamente
correlacionados com a intensidade da convecção e a Zona de Convergência do
Atlântico Sul (ZCAS), parece ser um mecanismo de conexão entre a Alta da
Bolívia e o cavado a nordeste da mesma.
57
2.10.2 - Zona de Convergência do Atlântico Sul (ZCAS)
A ZCAS é um evento típico de verão, que modula a climatologia da América do
Sul, sendo caracterizada por uma persistente faixa de nebulosidade, orientada
no sentido noroeste-sudeste (NO-SE), que abrange o centro sul da Amazônia,
as regiões Centro-Oeste e Sudeste, o centro-sul da Bahia, o norte do Paraná e
prolonga-se até o Oceano Atlântico. De acordo com Sanches (2002), no
período de 1980 a 2000, durante os meses de dezembro, janeiro e fevereiro,
ocorreram 65 eventos de ZCAS, em média 3 eventos por verão com duração
aproximada de 10 dias e variabilidade temporal entre 4 e 21 dias. Os eventos
de ZCAS exercem influência relevante no aumento dos níveis pluviométricos
decorrentes da elevada atividade convectiva na área de sua atuação. Os
suportes dinâmicos da atividade convectiva da ZCAS sobre o continente estão
associados à divergência nos altos níveis, induzida pela Alta da Bolívia e ao
cavado sobre a região Nordeste do Brasil. Sobre o Oceano Atlântico a Alta a
Bolívia não influencia diretamente a ZCAS e a atividade convectiva é mantida
pelo cavado que se estende para as médias latitudes.
Os fatores que determinam a organização da atividade convectiva no
continente são: a topografia, a circulação dominante (ventos), as altas
temperaturas e a umidade. Sobre o oceano a atividade convectiva é mantida
pela convergência de umidade na baixa troposfera. A ZCAS apresenta um
comportamento variável em função do ciclo diurno, à tarde e à noite a
convecção concentra-se no continente, enquanto que no final da madrugada e
de manhã acentua-se sobre o oceano (Quadro, 1994). A umidade envolvida
durante os eventos da ZCAS é proveniente do oceano e da Amazônia.
Quadro (1994) investigou 28 eventos de ZCAS no período de 1980 a 1989 e o
resultado
desse
estudo
sugere
a
existência
meteorológicos associados aos eventos de ZCAS:
58
dos
seguintes
padrões
faixa de nebulosidade orientada no sentido NO-SE, semi-estacionária por
um mínimo de 4 dias,
convergência de umidade na baixa e média troposfera associada a chuvas
intermitentes na região de atuação,
faixa de movimento ascendente do ar com orientação NO-SE,
um cavado ou vórtice ciclônico semi-estacionário sobre a costa Leste da
América do Sul em 500 hPa,
intenso gradiente de temperatura potencial equivalente (θe) na média
troposfera ao sul da banda de nebulosidade indicando que a ZCAS é uma
região que separa duas massas de ar diferentes,
faixa de vorticidade anticiclônica em altos níveis (200 hPa).
Figueroa (1990) sugere que explosões convectivas sobre o Brasil central e sul
da Amazônia são responsáveis pela ZCAS. Molion e Kousky (1985) notaram
que a associação da convecção tropical com sistemas frontais, oriundos do Sul
do Continente Americano e relativamente persistentes, intensifica a atividade
convectiva sobre o Sudeste do Brasil entre 15° S e 20° S e 40° O e 50° O,
causando aumento da precipitação normal.
2.10.3 - Sistemas frontais
Sistemas frontais são formados pelo encontro de massas de ar com
propriedades diferentes como por exemplo, massa de ar polar continental,
massa de ar polar marítima, massa de ar tropical continental e massa de ar
tropical marítima. Essas massas de ar têm extensão vertical e horizontal sendo
a extensão vertical chamada de superfície frontal ou zona frontal. No encontro
de duas massas com temperaturas e umidades diferentes surge uma superfície
frontal de descontinuidade, estreita e inclinada, chamada de frente, na qual os
parâmetros meteorológicos sofrem variações abruptas (Perrella, 1993).
Geralmente um sistema frontal é formado por uma frente fria, uma frente
quente e um centro de baixa pressão associado a uma superfície de circulação
59
ciclônica no Hemisfério Sul. A circulação ciclônica começa a se formar a partir
de uma pequena perturbação ondulatória em uma frente quasi-estacionária,
forçando a subida do ar quente na superfície de separação entre as duas
massas de ar, causando decaimento da pressão à medida que o ar frio força o
ar quente a subir. Assim, a ascensão do ar quente causa uma convergência de
ar frio nos baixos níveis, formando uma circulação ciclônica que se desenvolve
à medida que a frente fria avança sob a frente quente até se transformar num
vortex frio na baixa troposfera. Em seguida essa circulação ciclônica sofre
dissipação por fricção e pela ausência de mecanismos dinâmicos para a sua
manutenção (Cavalcanti, 1995).
Os critérios utilizados para localizar uma frente são: forte mudança de
temperatura em uma distância relativamente curta, variações no conteúdo de
umidade e na direção dos ventos, além da presença de nuvens e precipitação.
Antes da chegada de uma frente aparece no céu uma faixa de cirrus, formada
por cristais de gelo arrancados pelos ventos, dos topos das nuvens
Cumulonimbus, que acompanham a superfície frontal causando precipitação e
rajadas de vento. Após a passagem da frente o vento muda de direção, o ar
fica mais frio, a pressão aumenta e cessa a precipitação (Cavalcanti, 1995).
No Brasil a região Sul é a mais afetada por sistemas frontais, embora as
regiões Centro-Oeste, Leste e Nordeste sejam muitas vezes atingidas. Os
sistemas frontais deslocam-se do Oceano Pacífico para o Oceano Atlântico
passando pelo Sul da América do Sul, podendo afetar as regiões Sul / Sudeste
do Brasil e às vezes prosseguir até alcançar o Nordeste do Brasil (Cavalcanti,
1995).
60
CAPÍTULO 3
METODOLOGIA
3.1- Sistemas de Detecção de Relâmpagos
Os sistemas de detecção de relâmpagos utilizam antenas Lightning Position
and Tracking System (LPATS), cujos sensores utilizam o método de detecção
TOA ou Método do Tempo de Chegada e antenas IMPACT, cujos sensores
Advanced Lightning Direction Finder (ADLF), utilizam a combinação dos
métodos TOA e MDF ou Método de Direção do Campo Magnético. O Método
do Tempo de Chegada (TOA) utiliza no mínimo quatro antenas, cujos sensores
registram o instante do tempo de chegada da radiação da descarga em cada
uma das antenas. O cálculo da localização da descarga é determinado pela
intersecção das hipérboles definidas pelas diferenças dos registros dos tempos
de chegada da radiação aos sensores das antenas. O método MDF utiliza no
mínimo duas antenas, cujos sensores medem a direção da descarga pelo
azimute, ângulo em relação ao norte geográfico da Terra, determinado por
duas antenas magnéticas ortogonais na forma de loop e os erros nos cálculos
dos ângulos são minimizados por triangulação (Naccarato, 2001).
Os sensores das antenas LPATS mais aperfeiçoados, versões III e IV,
fornecem dados temporais das descargas amostrando a componente vertical
do campo elétrico irradiado, permitindo determinar a intensidade do pico de
radiação e seu tempo de subida. Os sensores das antenas IMPACT medem o
campo elétrico vertical e duas componentes ortogonais do campo magnético
irradiado pela descarga, através de um par de antenas em forma de loop,
fornecendo dados temporais das descargas e a direção da fonte de radiação
caracterizada pelo ângulo azimute. Esses sensores são capazes ainda de
amostrar a forma de onda do campo elétrico vertical, determinar a intensidade
do pico de radiação, o tempo de subida, a largura de pulso, além da relação
61
entre os campos elétrico e magnético do sinal eletromagnético (E/B) da
descarga. Através da relação E/B distingue-se ruídos ambientes de sinais de
radiação das descargas nuvem-solo. Já a largura de pulso identifica a forma de
onda das descargas nuvem-solo, excluindo eventuais equívocos nos registros
de descargas intra-nuvem como nuvem-solo. Esses recursos presentes nos
sensores das antenas IMPACT e ausentes nos sensores das antenas LPATS
versão III ou inferior, minimizam a contaminação dos dados de descargas
nuvem-solo por descargas intra-nuvem muito intensas, melhorando o
desempenho do sistema de detecção de descargas (Naccarato, 2001).
3.2 - Sistema de detecção dos dados utilizados
Os dados de relâmpagos utilizados neste trabalho foram obtidos pelo sistema
Lightning Positioning and Tracking System (LPATS), pertencente ao então
Departamento de Pesquisas, Desenvolvimento e Normalização da Companhia
Energética de Minas Gerais (CEMIG).
O primeiro sistema de antenas LPATS foi instalado em 1988 pela CEMIG,
composto por quatro estações: Usina de Volta Grande (20° 2’ S, 48° 13’ O),
Represa de Três Marias (18° 13’ S, 45° 15’ O), Lavras (21° 15’ S, 45° O) e
Ipatinga (19° 29’ S, 42° 32’ O). Em 1995 o sistema foi ampliado para seis
estações com o acréscimo de mais duas estações: Capitão Enéas (16° 19’ S,
43° 43’ O) e Emborcação (18° 28’ S, 48° O). Os dados das descargas de
retorno utilizados neste trabalho foram detectados pelo sistema LPATS, no
período de outubro de 1988 a novembro de 1996. Portanto os dados obtidos no
período de novembro de 1988 a junho de 1995 foram detectados pelo sistema
composto por quatro estações receptoras, já os dados do período de junho de
1995 a novembro de 1996 foram detectados por seis estações, ilustradas na
Figura 3.1.
▼VG - Estação LPATS Usina Volta Grande
▼L - Estação LPATS Lavras
▼3M - Estação LPATS Represa de Três Marias ▼IP - Estação LPATS Ipatinga
▼CE - Estação LPATS Capitão Enéas
▼EM - Estação LPATS Emborcação
62
CE
ÁREA DE ESTUDO
3M
EM
IP
VG
L
FIGURA. 3.1 - Indicação da área de estudo e localização das estações LPATS.
Com o aumento da quantidade de estações detectoras foi possível detectar um
número maior de descargas de retorno e melhorar a precisão na localização
dessas descargas. As informações das descargas de retorno dos relâmpagos,
detectadas pelas quatro (seis) estações, são enviadas para a estação central
localizada em Belo Horizonte, via Embratel ou sistema de microondas da
CEMIG. Essas informações são processadas pelo analisador central, que
determina a latitude, a longitude, a polaridade, a intensidade, a data e a hora
da ocorrência da descarga de retorno. As estações receptoras estão
sincronizadas entre si através de um sinal de TV do satélite Brasilsat.
63
As descargas de retorno dos relâmpagos são identificadas pelo sistema
LPATS, em cada uma das estações receptoras, pela detecção da onda
eletromagnética, correspondente a cada descarga de retorno, numa faixa de
freqüência de 200 a 250 kHz, com eficiência de 60% a 70% dentro da área
definida pelas quatro (seis) estações e que engloba a região de estudo. A
estimativa de erro na localização das descargas de retorno dos relâmpagos por
esse sistema é de 0,5 até 1 km na área interna, compreendida dentro das
quatro (seis) estações receptoras. A determinação da latitude e longitude de
cada descarga de retorno é feita através das interseções das hipérboles
obtidas pelas diferenças dos tempos registrados, para a mesma descarga de
retorno entre os pares de estações de recepção.
A Figura 3.2 ilustra a técnica de localização de uma descarga pelo tempo de
chegada. Esta figura apresenta duas estações receptoras, R1 e R2,
conectadas por uma linha sólida e linhas hiperbólicas de diferença de tempo
constante, entre as duas estações receptoras, cada uma com um foco
diferente. Usando a diferença de tempo de chegada pode-se determinar a
posição do pulso de energia eletromagnética emitido pela descarga de retorno.
S1 e S2 indicam os locais de detecção das descargas de retorno. Vê-se que
neste caso, com duas antenas detectoras, existem duas soluções para a
posição da descarga.
64
FIGURA. 3.2 - Linhas hiperbólicas de diferença de tempo constante.
FONTE: adaptada de Atmospheric Research Systems Inc
(1990, p.3).
A Figura 3.3 ilustra a localização da emissão de um pulso de energia
eletromagnética detectado por três estações receptoras R1, R2 e R3. O local
da emissão, S, é determinado pelo ponto de interseção das hipérboles. Neste
caso, na maioria das vezes a solução é única, porém, esporadicamente pode
ocorrer singularidade devido à própria geometria do método. Para garantir uma
solução única na determinação da localização da descarga é necessário a
utilização de sistemas de detecção com um mínimo de quatro antenas. Com o
aumento da quantidade de antenas, aumentam as famílias de hipérboles e
maior será a precisão na localização da descarga de retorno.
65
FIGURA. 3.3 - Localização da fonte de emissão por interseção hiperbólica.
FONTE: adaptada de Atmospheric Research Systems Inc (1990, p. 4).
A polaridade é determinada pela forma de onda registrada na estação
receptora e a intensidade de corrente é calculada com base na distância e no
campo elétrico criado pela descarga de retorno (Orville, 1987). Os relâmpagos
intra-nuvem geralmente não são considerados pelo sistema de detecção, pois
diferem dos nuvem-solo pela onda eletromagnética mais rapidamente
atenuada, devido a sua mais alta freqüência (100 a 200 kHz) e pela baixa
amplitude de pico em relação aos relâmpagos nuvem-solo, cuja freqüência é
de 5 a 10 kHz (Casper, 1992). Todavia estudos recentes, (Zaima et al., 1997;
Pinto et al., 1999 a, b), têm mostrado que as descargas medidas pelo sistema
LPATS com intensidades de correntes abaixo de 15 kA, principalmente as
descargas positivas, podem estar contaminadas por relâmpagos intra-nuvem.
Em função destes resultados somente descargas nuvem-solo acima de 15 kA
foram utilizadas neste estudo. Esta aproximação tem sido adotada por diversos
autores (Pinto et al., 1999 a; Orville e Ruffines, 2001), acreditando-se reduzir a
contaminação dos dados significativamente, porém não a eliminando
66
completamente. Trabalhos mais recentes como Théry (2001), parecem indicar
que esta contaminação pode-se estender até 30 kA e afetar principalmente
além das descargas positivas, descargas negativas simples. Devido ao fato de
que a adoção de um valor de 30 kA como limite inferior dos dados iria reduzir
significativamente o número de descargas, comprometendo a significância
estatística dos resultados, optou-se por manter o valor de 15 kA. Tal
contaminação residual, contudo, não afeta os principais resultados deste
trabalho.
A partir de novembro de 1996, as estações de Volta Grande e Três Marias
passaram a operar com antenas IMPACT. Em outubro de 1997 foi instalada
mais uma antena IMPACT em Cachoeira Paulista (22° 41’ S, 45° O) e em
outubro de 1998 uma outra LPATS III em Belo Horizonte (19° 34’ S, 44° O).
Essas estações estão localizadas no Estado de Minas Gerais, exceto a de
Cachoeira Paulista que está localizada em São Paulo. O alcance desse
sistema de detecção compreende o intervalo de latitudes de 14° a 25° S e de
longitudes 39° a 52° O. Em agosto de 2001 foi adicionado ao sistema, mais
uma antena do tipo IMPACT (ES) em São José dos Campos, dentro do Centro
Tecnológico da Aeronáutica (CTA). A partir de agosto de 2001 foram
interligados os sistemas da CEMIG, INPE, FURNAS e SIMEPAR, compondo o
sistema atual de 22 antenas com seis antenas IMPACT. Estas antenas
adicionais permitiram uma melhor performance do sistema, contudo, o grande
número de alterações ocorrido, impede estudos que necessitam de uma longa
base de dados sem alterações significativas do sistema, como o apresentado
neste trabalho.
67
3.3 - Desenvolvimento do Trabalho
Os dados utilizados neste trabalho foram detectados pelo sistema de
localização LPATS, versão III, localizado no Estado de Minas Gerais, região
Sudeste do Brasil, durante o período de outubro de 1988 a novembro de 1996,
numa região de maior interesse científico, compreendida entre as latitudes 18°
a 21° S e longitudes 47° a 43° O, de acordo com a Figura 3.1.
Essa região de estudo, Figura 3.1, foi escolhida por englobar aspectos
importantes favoráveis ao desenvolvimento do trabalho e a confiabilidade
estatística dos resultados. A região foi selecionada de modo que a eficiência na
detecção e precisão na localização dos relâmpagos fosse a maior possível.
Também foram considerados na escolha desta região, o fato de a mesma
apresentar grandes variações de altitude, desde 500 m até 2000 m, e o fato de
que para suas dimensões a eficiência e precisão do sistema possam ser
consideradas uniformes. Mesmo que a região de estudo seja subdividida em
regiões de pequenas dimensões, o longo período de tempo considerado
garante que as condições meteorológicas nesta região em estudo sejam
uniformes. De um modo geral, as tempestades predominantes que ocorrem
nessa região são multicelulares e isoladas (Pinto et al., 1999 a), sendo devidas
a processos de convecção locais, convecção tropical e sistemas frontais, sendo
os dois últimos fatores predominantes (Faria, 2002). Tempestades severas e
organizadas tendem a ser menos importantes para um longo período de tempo,
tal como o considerado neste estudo. As variações sazonais na região Sudeste
do Brasil (Pinto et al., 1999 b), são semelhantes às encontradas por Orville et
al. (1997) em Papua (Nova Guiné) e tendem a ser mediadas neste estudo.
Outros dois aspectos muito interessantes dessa região escolhida são a
diversidade de tipos de solos existentes, favoráveis ao estudo da influência dos
mesmos sobre os relâmpagos e o fato de apresentar dois grandes centros
urbanos, Belo Horizonte e Contagem, propícios para o estudo da influência de
centros urbanos sobre os relâmpagos.
68
Todas as informações fornecidas pelo sistema de detecção de relâmpagos,
LPATS, sobre as datas de ocorrências, locais, tempo e intensidades de cerca
de 2 milhões de descargas, registradas no período de estudo foram
armazenadas em 184 arquivos, cada um deles ocupando, em média, 4
megabytes de memória, contendo os seguintes dados sobre as descargas:
data (dia, mês, ano), tempo (hora, minuto, fração de segundos), localização
(latitude, longitude), polaridade, intensidade de corrente e o número de antenas
que detectaram cada descarga.
Para melhor estudar a influência dos efeitos das características geográficas
sobre os relâmpagos e permitir uma análise estatística confiável, a região de
Minas Gerais compreendida entre o intervalo de latitudes que variam de 18° a
21° S e longitudes que variam de 47° a 43° O, foi subdividida em 1728
pequenas regiões de aproximadamente 9 km x 9 km. Todas as informações
detectadas sobre as descargas dos relâmpagos, foram distribuídas nestas
regiões, de acordo com as coordenadas de cada uma dessas regiões. Esse
trabalho de processamento foi executado por um software especialmente
desenvolvido, com a finalidade de separar os dados das descargas dos
relâmpagos correspondentes às coordenadas de cada uma das 1728 regiões.
Em seguida foi realizada uma seleção das descargas detectadas pelo sistema
LPATS com intensidade de corrente superior a 15 kA, ocorridas em cada uma
das 1728 regiões, para minimizar a contaminação dos dados de relâmpagos
nuvem-solo por relâmpagos intra-nuvem, sugerido por Zaima et al., 1997; Pinto
et al., 1999 a, b, e classificadas em relâmpagos, de acordo com os seguintes
critérios de classificação de descargas em relâmpagos: tempo da descarga do
relâmpago inferior a 1 segundo, tempo entre descargas inferior a 0,5 segundo,
distância da primeira descarga às subseqüentes inferior a 10 km e máxima
multiplicidade igual a 99.
69
Todo o trabalho computacional de seleção, classificação de descargas em
relâmpagos e geração de parâmetros característicos de relâmpagos, foi
efetuado por um programa, desenvolvido pelo Grupo de Eletricidade
Atmosférica, ELAT, que gera arquivos texto, gráficos e fornece valores de
vários parâmetros relacionados com os relâmpagos, sendo alguns deles: a
quantidade total de relâmpagos, a quantidade de relâmpagos positivos, a
quantidade de relâmpagos negativos; os percentuais de polaridade negativa e
positiva, os percentuais de multiplicidade, a intensidade de corrente média dos
relâmpagos negativos, a intensidade de corrente média dos relâmpagos
positivos, a intensidade de corrente máxima dos relâmpagos negativos e a
intensidade de corrente máxima dos relâmpagos positivos.
Para cada uma das 1728 regiões foi atribuída uma altitude média a partir do
modelo Earth Topographic 5 minutes Model (ETOPO 5), fornecido pelo National
Geographical Data Center da National Oceanic and Atmospheric Administration
(NOAA).
Para classificar os tipos de solos das 1728 regiões foi utilizado um mapa
temático de tipos de solos de Minas Gerais, da Empresa de Assistência
Técnica e Extensão Rural do Estado de Minas Gerais (EMATER-MG),
distribuído pela Companhia de Processamento de Dados de Minas Gerais
(Prodenge). O material básico utilizado nesse Mapa Fonte foi o levantamento
de recursos naturais do Projeto RADAMBRASIL, complementado com os
trabalhos do Centro Nacional de Pesquisa de Solos (CNPS), (Amaral, 1993).
De acordo com Amaral (1993), as principais classes de solos predominantes no
Estado de Minas Gerais são: os latossolos vermelho-amarelo (25%), latossolos
vermelho-escuro (18 %), cambissolos (18 %), podzólicos vermelho-amarelo (10
%) e podzólicos vermelho-escuro (10 %).
Na classificação dos tipos de solos das 1728 regiões de Minas Gerais
estudadas, foram encontrados os seguintes 13 tipos de solos: afloramento
70
rochoso (AFR), aluviais (ALU), cambissolo (CAM), glei húmico (GLEI), latossolo
ferrífero (LFE), latossolo vermelho-amarelo (LVA), latossolo vermelho-escuro
(LVE), latossolo roxo (LRO), latossolo una (LUN), litossolo (LIT), podzólico
vermelho-amarelo (PVA), podzólico vermelho-escuro (PVE) e represa (REP).
Algumas das características gerais desses tipos de solos estão descritas
abaixo e de forma mais completa na parte de pedologia do Projeto
RADAMBRASIL (1983).
afloramentos rochosos - são considerados tipos de terreno representados
por exposições de diferentes tipos de rochas nuas, ou com reduzidas
porções de materiais grosseiros, não classificáveis especificamente como
solo, constituído por largas porções de fragmentos provenientes de
desagregação das rochas locais em algum material terroso.
aluviais - são provenientes de deposições fluviais de natureza variável,
dependendo da natureza e forma de distribuição dos sedimentos
originários, possui textura grosseira e ricos em materiais primários,
apresentam grande potencial agrícola.
cambissolo - são solos mal a acentuadamente drenados, em muitos casos
apresentam fase cascalhenta, pedregosa e/ou rochosa, possui textura
média ou argilosa, com ocorrência de textura muito argilosa, alta saturação
por alumínio (álicos).
glei húmico - apresenta cores escuras, maior espessura e maior teor de
carbono, textura média e argilosa.
latossolo ferrífero - são derivados de rochas metamórficas e apresentam
teores de trióxido de ferro maiores do que encontrados nos solos do tipo
latossolo roxo e possuem atração magnética muito forte.
latossolo vermelho-amarelo - solos profundos e bem drenados, textura
argilosa e média, podem ocorrer, decrescentemente, do tipo álicos,
distróficos e eutróficos (alta, média e baixa concentração de alumínio).
71
latossolo vermelho-escuro - solos profundos, textura média, argilosa ou
muito argilosa, compreende solos minerais não hidromórficos, apresenta
altos teores de trióxido de ferro (Fe2O3), por isso, sua cor avermelhada.
latossolo roxo - solos minerais, não hidromórficos, profundos a muito
profundos, acentuadamente drenados, apresentam elevados teores de
trióxido de ferro (Fe2O3) e são distróficos (média saturação de alumínio) a
eutróficos (baixa saturação de alumínio).
latossolo una - são solos profundos, permeáveis, distróficos e predomina
textura muito argilosa.
litossolo - compreende solos minerais predominantemente rochosos.
podzólico vermelho-amarelo - apresentam coloração vermelho-amarelada,
classe muito argilosa e quando mais profundo, mais argiloso se torna,
sendo solos bem drenados.
podzólico vermelho-escuro – abrange solos minerais não hidromórficos,
bem a acentuadamente drenados, variam de rasos a muito profundos, sua
textura varia de arenosa a argilosa, chegando até a muito argilosa.
represa - região constituída por água.
Este trabalho foi complementado com um estudo em escala sinótica das
condições
meteorológicas,
para
esclarecer
melhor
o
comportamento
diferenciado da atividade de relâmpagos dentro da região de estudo. No
Capítulo 5 é discutida a influência dos aspectos meteorológicos sobre a
atividade de relâmpagos em conjunto com outros fatores geográficos. Com o
propósito de verificar a contribuição da influência das condições meteorológicas
em escala sinótica sobre os relâmpagos, foram analisados, próximos à
superfície e em altos níveis alguns parâmetros meteorológicos: o campo das
linhas de corrente do vento e da divergência horizontal de massa ou da
divergência do fluxo de vapor d’água ou umidade, o campo da componente
vertical média da velocidade do vento, a temperatura potencial equivalente e a
umidade específica. Nessas análises foram utilizadas médias mensais de
dados de reanálise do modelo global National Centers for Environmental
72
Prediction (NCEP), segundo (Kalnay et al., 1996), da temperatura, da umidade
específica, da velocidade vertical média em coordenadas de pressão e das
componentes zonal e meridional do vento. Esses dados são dispostos em
pontos de grade com espaçamentos de 2,50 de longitude e latitude, tendo sido
considerados nos níveis isobáricos de 925, 850 e 300 hPa, nos quatro horários
disponíveis 00, 06, 12 e 18 Greenwich Mean Time (GMT). Esses dados
abrangem um período de sete meses, de setembro a março, durante oito anos
com início em 1988 e término em 1996. Tanto para o cálculo como para a
visualização desses parâmetros meteorológicos foram utilizadas as funções
intrínsecas do software de visualização Grid Analysis and Display System
(GrADS), fornecido pelo Center for Ocean Land Atmosphere Interations
(COLA). O campo da temperatura potencial equivalente foi determinado a partir
de formulações empíricas propostas por Bolton (1980):
 1000 

θ e = Tk 
 p 
0.2845 (1− 0.28 x10 −3 r )
 3.376

− 0.00254 × r (1 + 0.81× 10 −3 r 
exp
 Tl

(3.1)
sendo:
θe = temperatura potencial equivalente (K)
Tk = temperatura absoluta (K)
r = razão de mistura (g.kg-1)
r = ( rh x rs )/100
(3.2)
rh = a umidade relativa
rs = a razão de mistura de saturação (g/kg)
73
rs = es x ((622.0)/(p-es))
(3.3)
es = massa de vapor d’água / massa de ar total
 ps 
θ = T  
 p
R
mva = a massa de vapor d’água
cp
mar = a massa total de ar
Tl = temperatura do nível de condensação (K)
onde,
TL =
1
+ 56
ln(Tk − Td )
1
+
Td − 56
800
(3.4)
Td = temperatura do ponto de orvalho (K).
A temperatura potencial equivalente (θe) é uma propriedade termodinâmica
dependente da umidade e da temperatura. A mesma é definida quando se faz
a razão de mistura tender a zero e é conservada tanto nos processos
adiabáticos secos, como nos saturados (Oliveira et al., 2001). Já a temperatura
potencial (θ) é a temperatura que uma parcela de ar, a uma dada pressão p e
temperatura T, atingiria quando expandida ou comprimida adiabaticamente
para a pressão em superfície ps (1000 hPa) (Oliveira et al., 2001).
(3.5)
cp = 1005x104 erg g-1 K-1
ps = a pressão em superfície (1000 hPa)
R = constante universal dos gases perfeitos.
74
A análise desses parâmetros no período de setembro a março mostrou que a
situação meteorológica de grande escala dominante era típica do verão,
apresentando um gradiente de temperatura potencial equivalente típico em
períodos de ZCAS, também observado por Kodama (1992) e por Sanches
(2002), ao longo da Zona de Convergência do Atlântico Sul (ZCAS). A
presença de um padrão atmosférico característico do verão direcionou o
trabalho para a análise das condições meteorológicas específicas durante os
meses do verão, dezembro, janeiro e fevereiro com uma discussão sobre a
situação meteorológica em eventos envolvendo ZCAS. Para ressaltar padrões
atmosféricos reinantes em episódios de ZCAS, foi necessário filtrar as
variações interanuais e intersazonais presentes nos dados meteorológicos,
através da aplicação da metodologia da composição apresentada em Sanches
(2002). Dessa forma, neste estudo foi conveniente trabalhar com os mesmos
dados utilizados em Sanches (2002).
Durante o desenvolvimento deste trabalho, o potencial científico dessa imensa
massa de dados foi analisado, com a finalidade de investigar evidências da
influência da altitude, dos tipos de solos, centros urbanos e aspectos
meteorológicos sobre os parâmetros característicos dos relâmpagos, sendo
apresentados no capítulo 4 e discutidos no capítulo 5. Os testes estatísticos F e
Z, foram aplicados aos resultados do estudo dos tipos de solos e centros
urbanos respectivamente.
3.4 - Testes estatísticos de análise de dados
3.4.1 - Teste estatístico Z
O teste Z é um método de análise estatística de comparações entre duas
médias de dados para a verificação de diferenças significativas entre elas, que
fornece o nível de significância dessas diferenças com base na variância dos
dados. Este teste somente pode ser aplicado a uma população de dados que
75
apresente uma distribuição normal de probabilidades, mas sendo grande o
número de dados de uma amostra da população, maior que 30, o Teorema do
Limite Central garante que a distribuição das médias das várias amostras
dessa população será normal (Brase e Brase, 1995). É possível também se
aproximar a variância da população pela variância da respectiva amostra.
Então, dado um número grande de elementos da população 1 (n1), um número
grande de elementos da população 2 (n2), a média da amostra n1 ( x 1 ), a média
da amostra n2 ( x 2 ), a variância da amostra n1 (s21) e a variância da amostra n2
(s22), a estatística do teste z será dada pela fórmula:
z=
x1 − x 2
(3.6)
s12 s 22
+
n1 n2
De acordo com a tabela da distribuição normal padrão:
Para valores de |z| > 2,58 tem-se α < 0,01 e existe menos de 1% de
probabilidade de erro em afirmar que há realmente diferença entre as
médias consideradas, pois o nível de significância α< 1%.
Para valores de 1,96 ≤ |z| ≤ 2,58 tem-se 0,01 ≤ α ≤ 0,05 e existe entre 1%
e 5% de probabilidade de erro em afirmar que há realmente diferença
entre as médias consideradas, pois o nível de significância α está entre
1% e 5%
Para valores de |z| < 1,96 tem-se α > 0,05 e não existe diferença
significativa entre as médias, pois a probabilidade de erro torna-se maior
que 5%.
76
3.4.2 - Teste estatístico F
O teste F é uma generalização n-dimensional do método estatístico de Análise
da Variância ANOVA, aplicada a um número genérico k de grupos de dados,
onde as populações dos grupos de dados apresentam distribuições normais, os
grupos são independentes e selecionados aleatoriamente, e as variáveis de
cada grupo apresentam desvios padrões aproximados. O propósito de um teste
ANOVA é determinar a existência ou não de uma diferença estatísticamente
significativa entre as médias µ 1, µ 2, µ 3,..., µ k, dos dados de um número k de
grupos de dados, apresentando n 1, n 2, n 3,..., n k número de dados.
SSTOT = ∑X2TOT – [( ∑XTOT ) 2 / N ] = variabilidade total dos dados, onde:
(3.7)
N = n 1 + n 2 + n 3 +...+ n k = número total de dados de todos os k grupos
∑XTOT = ∑X1+ ∑X2+ ∑X3 +... + ∑Xk = soma dos dados de todos os grupos (3.8)
∑X 2TOT = ∑X12+ ∑X22 + ∑X32 +... + ∑Xk2
SSTOT = SSBET + SSW
(3.9)
(3.10)
SSBET = ∑ [(( ∑X i )2 / ni ) – ( ∑XTOT ) 2 / N )] = variabilidade entre os grupos(3.11)
Todos grupos
∑X i = soma dos dados em cada grupo
n i = número de dados de cada grupo
i = 1, 2, 3, ..., k = número de grupos
( ∑X i ) 2 = quadrado da soma dos dados em cada grupo
SSW = ∑ [ ∑X i 2 – ( ∑X i ) 2 / n i )] = variabilidade dentro dos grupos
(3.12)
MSBET = SSBET / k – 1 = variância entre os grupos
(3.13)
MSW = SSW / N – k = variância dentro dos grupos
(3.14)
Todos grupos
k – 1 = grau de liberdade entre os grupos
N – k = grau de liberdade dentro dos grupos
77
F = MSBET / MSW
(3.15)
A distribuição dos valores de F que estabelecem se há ou não diferença
significativa entre as médias dos grupos, para os níveis de significância α =
0,05 e α = 0,01, estão tabelados em Brase e Brase (1995) em função dos
graus de liberdade do numerador e do denominador, para serem comparados
com valores de F calculados. Se o valor de F calculado for maior que o
tabelado existe uma diferença significativa entre as médias dos grupos (Brase
e Brase, 1995).
78
CAPÍTULO 4
RESULTADOS
Com base na metodologia descrita no capítulo 3 foram gerados e tabelados,
para cada uma das 1728 regiões, os seguintes parâmetros característicos dos
relâmpagos: a quantidade total de relâmpagos, a quantidade de relâmpagos
positivos, a quantidade de relâmpagos negativos, os percentuais de polaridade
negativa e positiva, os percentuais de multiplicidade, os percentuais de
relâmpagos negativos e positivos com a primeira descarga mais intensa, a
intensidade de corrente média dos relâmpagos negativos, a intensidade de
corrente média dos relâmpagos positivos, a intensidade de corrente máxima
dos relâmpagos negativos e a intensidade de corrente máxima dos relâmpagos
positivos. Com esses dados foram construídos gráficos, dos parâmetros
característicos dos relâmpagos em função da altitude e do tipo de solo, para a
análise do comportamento desses parâmetros em relação a essas variáveis
geográficas. Com o intuito de facilitar a visualização das características
geográficas relevantes relacionadas com a atividade dos relâmpagos, foram
construídos gráficos da distribuição geográfica da altitude, do número de
relâmpagos e da intensidade da corrente média dos mesmos, com a aplicação
do software Grads. É oportuno esclarecer que o número de relâmpagos não foi
corrigido pela eficiência do sistema de detecção. Em seguida, com a aplicação
desse mesmo software, foi realizado um estudo complementar de alguns
parâmetros
meteorológicos
para
fundamentar
com
base
científica
a
interpretação da distribuição geográfica da atividade de relâmpagos na região
de estudo. Os dados obtidos também foram analisados nas regiões onde se
localizam as cidades industrializadas de Belo Horizonte e Contagem, para
pesquisar alguma evidência da influência de centros urbanos sobre os
relâmpagos. A seguir são apresentados os resultados de maior importância
científica e discutidos no próximo capítulo.
79
4.1 - Influência da altitude sobre os relâmpagos
A distribuição geográfica das altitudes do relevo da região de estudo está
apresentada nas Figuras 4.1 e 4.2, onde se observam três regiões de altitudes
elevadas com valores superiores a 900 metros, sendo uma delas a sudoeste
na Serra da Canastra e as outras duas ao sul e a nordeste, ambas situadas na
Serra do Espinhaço. A distribuição do número total de relâmpagos sobre essa
topografia é mostrada na Figura 4.3, apresentando duas regiões ao sul onde a
quantidade de relâmpagos assume valores elevados, com máximos superiores
a 2200 relâmpagos, indicando duas regiões de máxima atividade de
relâmpagos, sendo uma a sudeste e outra a sudoeste, dentro da região de
estudo. Comparando-se a distribuição geográfica da altitude com a distribuição
geográfica do número total de relâmpagos, verifica-se ao sul da região de
estudo duas regiões de maior atividade de relâmpagos próximas a duas
regiões de altitudes elevadas com valores superiores a 1100 metros. Esse fato
parece indicar que a altitude exerce forte influência sobre o número de
relâmpagos e que a topografia atua como um dos agentes moduladores da
atividade de relâmpagos. Porém, nota-se curiosamente a nordeste uma região
de altitudes elevadas, superiores a 1100 metros, com baixa atividade de
relâmpagos, com valores abaixo de 800 relâmpagos, chamada de região 4.
Esse comportamento diferenciado da quantidade de relâmpagos com a altitude
da região 4 em relação as outras duas de altitudes elevadas, mostra que a
altitude é um fator que exerce influencia na atividade de relâmpagos, mas não
de forma predominante ou independente. O modo como a altitude influencia a
atividade de relâmpagos é discutida no próximo capítulo com base na literatura
científica e complementada com um estudo sobre a influência de parâmetros
meteorológicos, que predominam nessas regiões e também atuam como
fatores moduladores da atividade de relâmpagos em conjunto com a altitude.
80
FIGURA. 4.1 – Região de estudo com destaque do relevo.
FIGURA. 4.2 – Distribuição geográfica da altitude.
81
FIGURA 4.3 – Distribuição geográfica do número total de relâmpagos.
Como o número total de relâmpagos inclui relâmpagos de polaridade negativa
e positiva é interessante observar a distribuição geográfica dos relâmpagos
negativos e positivos nas Figuras 4.4 e 4.5, para verificar se há predominância
de alguma das polaridades nas regiões de maior atividade de relâmpagos e
investigar a justificativa desse comportamento. Pela distribuição geográfica do
número de relâmpagos negativos, Figura 4.4, observa-se que a maior
quantidade de relâmpagos negativos ocorre ao sul da região de estudo, sendo
a maior predominância de relâmpagos negativos a sudeste, com valores
máximos superiores a 1800 relâmpagos, onde a atividade de relâmpagos é
maior. Já os valores mínimos abaixo de 600 relâmpagos abrangem uma vasta
área ao norte e principalmente a nordeste da região de estudo. Em relação à
polaridade positiva nota-se, curiosamente na figura 4.5, que o número de
relâmpagos positivos é menor a sudeste, onde a atividade de relâmpagos
negativos é maior, possivelmente devido a efeitos regionais relacionados com a
presença de centros urbanos e da poluição. Por outro lado, a predominância
82
FIGURA. 4.4 – Distribuição geográfica do número de relâmpagos negativos.
FIGURA. 4.5 – Distribuição geográfica do número de relâmpagos positivos.
83
de relâmpagos positivos a sudoeste da região de estudo, pode indicar que a
atividade de relâmpagos está sujeita a influências regionais, possivelmente
relacionadas com o tipo de tempestade ou ainda com o transporte de aerossóis
devido a queimadas nas regiões vizinhas, capazes de interferirem na
microfísica das nuvens e na separação de cargas dentro da nuvem. A
distribuição geográfica da porcentagem de relâmpagos negativos, apresentada
na Figura 4.6, mostra uma altíssima porcentagem de relâmpagos negativos a
sudeste, que coincide com a região de máxima atividade de relâmpagos
negativos. Ao contrário, a distribuição geográfica da porcentagem de
relâmpagos positivos, apresentada na Figura 4.7, mostra uma baixa
porcentagem de relâmpagos positivos a sudeste. Outro resultado interessante
diz respeito às intensidades de correntes médias dos relâmpagos negativos e
positivos, observados nas Figuras 4.8 e 4.9, que mostram as distribuições
geográficas desses parâmetros. Nota-se que tanto as intensidades das
correntes médias dos relâmpagos negativos como as dos positivos assumem
maiores valores nas regiões de menor atividade de relâmpagos, as quais
abrangem grande área ao norte, noroeste e nordeste da região de estudo.
Esse resultado parece indicar que em regiões com baixa atividade de
relâmpagos as intensidades de correntes médias dos relâmpagos são mais
elevadas em comparação com aquelas de maior atividade de relâmpagos. Os
valores mínimos e máximos das intensidades de correntes negativas médias
variam em torno de 33 kA a 60 kA, enquanto que as intensidades de correntes
médias positivas variam, respectivamente, em torno de 26 kA a 38 kA. Esses
valores de intensidades de correntes são discutidos no próximo capítulo com
base no estudo do desempenho do sistema de detecção realizado por
Naccarato (2001). Em continuidade ao estudo são apresentados gráficos com
as respectivas curvas de tendência e coeficientes de correlação existentes
entre a altitude e os vários parâmetros característicos dos relâmpagos, que
confirmam e complementam os resultados observados.
84
FIGURA 4.6-Distribuição geográfica da porcentagem de relâmpagos negativos.
FIGURA 4.7- Distribuição geográfica da porcentagem de relâmpagos positivos.
85
FIGURA 4.8-Distribuição geográfica da intensidade de corrente negativa média.
FIGURA 4.9- Distribuição geográfica da intensidade de corrente positiva média.
86
De modo geral, na região de estudo constatou-se uma correlação entre a
altitude e a quantidade de relâmpagos, havendo aumento do número total de
relâmpagos com o aumento da altitude, apresentado no gráfico da Figura 4.10.
Nele nota-se, também, uma discrepância em altas altitudes caracterizada por
valores máximos e mínimos de relâmpagos numa mesma faixa de altitude.
Esse fato é devido à influência do comportamento atípico principalmente das
144 pequenas regiões que compõem a região 4, localizadas a nordeste da
região em estudo, nas quais a influência da altitude sobre os relâmpagos não
se manifesta de forma acentuada. Devido à atipicidade dessa região foi
conveniente excluir a região 4 para não mascarar os resultados da correlação
da altitude com os parâmetros característicos dos relâmpagos. Nota-se na
Figura 4.11, que excluída a região 4, ocorre um aumento significativo no valor
do fator de correlação entre a altitude e o número de relâmpagos negativos,
mostrando que a altitude exerce influência sobre o número de relâmpagos
negativos, não acontecendo o mesmo em relação ao número de relâmpagos
positivos, como mostra a Figura 4.12. Observa-se, ainda, no gráfico da Figura
4.13, uma correlação entre a diminuição da porcentagem de relâmpagos
positivos e o aumento do número total de relâmpagos. Em relação à influência
da altitude sobre a intensidade da corrente média dos relâmpagos, os gráficos
das Figuras 4.14 e 4.15 mostram que existe uma diminuição da intensidade da
corrente média negativa e positiva com o aumento da altitude, caracterizada
pelo fator de correlação entre esses parâmetros. Já para a intensidade de
corrente média positiva essa correlação é menos expressiva, sendo a
influência da altitude menos acentuada. Os resultados apresentados sugerem
que além da topografia do relevo outros fatores podem estar influenciando a
atividade de relâmpagos. É provável que um estudo dos parâmetros
meteorológicos em escala sinótica, dos tipos de solo e da presença de centros
urbanos, possa justificar o comportamento diferenciado da atividade de
relâmpagos. Com esse intuito, foi estudada a influência desses outros fatores
sobre os relâmpagos, sendo apresentados em seguida.
87
ALTITUDE X NÚMERO TOTAL DE RELÂMPAGOS
NÚMERO TOTAL DE RELÂMPAGOS
3.500
3.000
2.500
2.000
y = 0,6363x + 552,13
R2 = 0,0629
1.500
R=0,25
1.000
500
0
0
200
400
600
800
1.000
1.200
1.400
1.600
ALTITUDE (m)
número total de relâmpagos
Linear (número total de relâmpagos)
FIGURA 4.10 - Gráfico da altitude x número total de relâmpagos.
ALTITUDE X NÚMERO DE RELÂMPAGOS NEGATIVOS
EXCLUÍDA REGIÃO 4
NÚMERO DE RELÂMPAGOS NEGATIVOS
3.000
2.500
2.000
y = 0,909x + 36,908
2
R = 0,2076
1.500
R=0,46
1.000
500
0
0
200
400
600
800
1.000
1.200
1.400
ALTITUDE (m)
número de relâmpagos negativos
Linear (número de relâmpagos negativos)
FIGURA 4.11 - Gráfico da altitude x número de relâmpagos
excluída região 4.
88
1.600
ALTITUDE X NÚMERO DE RELÂMPAGOS POSITIVOS
1.000
800
600
y = 0,004x + 329,15
R2 = 3E-05
400
R=0,005
200
0
0
200
400
600
800
1.000
1.200
1.400
1.600
ALTITUDE (m)
número de relâmpagos positivos
Linear (número de relâmpagos positivos)
FIGURA 4.12 - Gráfico da altitude x número de relâmpagos positivos.
PORCENTAGEM DE RELÂMPAGOS POSITIVOS X NÚMERO TOTAL DE RELÂMPAGOS
PORCENTAGEM DE RELÂMPAGOS POSITIVOS
NÚMERO DE RELÂMPAGOS POSITIVOS
1.200
60,0
50,0
40,0
30,0
y = -0,0064x + 38,7
2
R = 0,1621
20,0
R = 0,40
10,0
0,0
0
500
1000
1500
2000
2500
3000
3500
NÚMERO TOTAL DE RELÂMPAGOS
FIGURA 4.13 - Gráfico da porcentagem de relâmpagos positivos x número
total de relâmpagos.
89
80,0
70,0
60,0
50,0
40,0
y = -0,0319x + 71,325
R2 = 0,404
30,0
R=0,64
20,0
200
400
600
800
1.000
1.200
1.400
1.600
ALTITUDE (m)
intensidade de corrente negativa média (kA)
Linear (intensidade de corrente negativa média (kA))
FIGURA 4.14 - Gráfico da altitude x intensidade de corrente negativa
excluída região 4.
INTENSIDADE DE CORRENTE POSITIVA MÉDIA (kA)
INTENSIDADE DE CORRENTE NEGATIVA MÉDIA (kA)
ALTITUDE X INTENSIDADE DE CORRENTE NEGATIVA MÉDIA
EXCLUÍDA REGIÃO 4
ALTITUDE X INTENSIDADE DE CORRENTE POSITIVA MÉDIA
EXCLUÍDA REGIÃO 4
50,0
45,0
40,0
35,0
y = -0,0061x + 35,208
R2 = 0,1511
30,0
R=0,39
25,0
20,0
200
400
600
800
1.000
1.200
1.400
ALTITUDE (m)
intensidade de corrente positiva média (kA)
Linear (intensidade de corrente positiva média (kA))
FIGURA 4.15 - Gráfico da altitude x intensidade de corrente positiva
excluída região 4.
90
1.600
4.2 - Influência do tipo de solo sobre os relâmpagos
O objetivo deste estudo limita-se a investigar se dentre os treze tipos de solos
diferentes, predominantes em 1728 pequenas regiões dentro da região de
estudo, ocorre alguma influência de um determinado tipo de solo sobre os
parâmetros característicos dos relâmpagos. No caso de algum tipo de solo
manifestar alguma influência sobre algum dos parâmetros característicos dos
relâmpagos, será proposto como trabalho futuro a análise de parâmetros
geológicos relacionados com as propriedades físicas e químicas do tipo de solo
que possam justificar os resultados.
Os parâmetros característicos dos relâmpagos relativos a quantidade total de
relâmpagos, a quantidade de relâmpagos positivos e negativos, os percentuais
de polaridade negativa e positiva, os percentuais de multiplicidade, os
percentuais de relâmpagos negativos e positivos com a primeira descarga mais
intensa, a intensidade de corrente média dos relâmpagos negativos e dos
positivos, a intensidade de corrente máxima dos relâmpagos negativos e
positivos, foram analisados e os resultados de maior relevância científica estão
apresentados a seguir e discutidos no próximo capítulo. Para a obtenção dos
resultados deste estudo, foi necessário trabalhar com as médias dos valores
desses parâmetros, por unidade de área de 9 km x 9 km, de todas as regiões
que apresentam o mesmo tipo de solo predominante.
Inicialmente, o gráfico da Figura 4.16, apresenta o número de regiões
correspondente a cada tipo de solo, dando uma idéia dos tipos de solos que
mais predominam dentro da região de estudo. Os resultados desse estudo
indicam, que dos treze tipos de solo, somente o tipo de solo latossolo ferrífero
(LFE) apresentou alguma evidência de influência sobre o número médio de
relâmpagos negativos. O tipo de solo latossolo ferrífero, predominante em onze
regiões, apresenta número médio de relâmpagos negativos superior aos outros
tipos de solo, mostrado na Figura 4.17, onde se verifica um aumento superior
91
ao dobro do valor do desvio padrão dessa grandeza. Aplicado o teste
estatístico F, foi constatado que esse aumento no número médio de
relâmpagos negativos é um resultado significativo com um nível de confiança
de 1%.
Por outro lado, verificou-se que os tipos de solos não exercem
influência significativa sobre o número médio de relâmpagos positivos, sendo
confirmado pela Figura 4.18. Como conseqüência do número elevado de
relâmpagos negativos nas regiões onde predominam o tipo de solo latossolo
ferrífero, verifica-se também um aumento estatisticamente significativo no
número médio total de relâmpagos, (relâmpagos negativos e positivos),
mostrado na Figura 4.19. Em relação aos outros parâmetros característicos dos
relâmpagos não foi constatada nenhuma outra evidência significativa da
influência do tipo de solo sobre os relâmpagos, e alguns deles são
apresentados nos gráficos das Figuras 4.20, 4.21, 4.22 e 4.23.
TIPOS DE SOLOS X NÚMERO DE REGIÕES
600
530
NÚMERO DE REGIÕES
500
416
400
300
266
200
160
132
125
100
16
10
AFR
ALU
3
11
GLEI
LFE
6
36
17
0
CAM
LIT
LRO
LUN
LVA
LVE
PVA
TIPOS DE SOLOS
FIGURA 4.16 - Tipos de solos x número de regiões.
92
PVE
REP
TIPOS DE SOLOS X NÚMERO MÉDIO DE RELÂMPAGOS NEGATIVOS
1.703
1.700
1.600
1.500
Valor Médio = 780
Desvio Padrão = 311
1.400
1.300
1.200
1.100
1.000
900
812
907
855
857
778
800
766
685
700
514
463
500
647
590
559
600
400
300
200
100
0
AFR
ALU
CAM
GLEI
LFE
LIT
LRO
LUN
LVA
LVE
PVA
PVE
REP
TIPOS DE SOLOS
FIGURA 4.17 - Tipos de solos x número médio de relâmpagos negativos por
unidade de área.
TIPOS DE SOLOS X NÚMERO MÉDIO DE RELÂMPAGOS POSITIVOS
NÚMERO MÉDIO DE RELÂMPAGOS POSITIVOS
NÚMERO MÉDIO DE RELÂMPAGOS NEGATIVOS
1.800
Valor Médio = 335
Desvio Padrão = 62
500
453
450
407
400
407
369
366
335
350
310
299
250
301
314
283
300
272
234
200
150
100
50
0
AFR
ALU
CAM
GLEI
LFE
LIT
LRO
LUN
LVA
LVE
PVA
PVE
REP
TIPOS DE SOLOS
FIGURA 4.18 - Tipos de solos x número médio de relâmpagos positivos por
unidade de área.
93
TIPOS DE SOLOS X NÚMERO MÉDIO TOTAL DE RELÂMPAGOS
NÚMERO MÉDIO TOTAL DE RELÂMPAGOS
2.400
2.200
2.110
2.000
Valor Médio = 1.114
Desvio Padrão = 354
1.800
1.600
1.361
1.400
1.262
1.182
1.200
1.167
1.144
1.067
1.020
961
1.000
793
762
AFR
ALU
800
862
797
600
400
200
0
CAM
GLEI
LFE
LIT
LRO
LUN
LVA
LVE
PVA
PVE
REP
TIPOS DE SOLOS
FIGURA 4.19 - Tipos de solos x número médio total de relâmpagos por
unidade de área.
INTENSIDADE DE CORRENTE NEGATIVA MÉDIA (kA)
TIPOS DE SOLOS X INTENSIDADE DE CORRENTE NEGATIVA MÉDIA
60,0
Valor Médio = 44,2
Desvio Padrão = 3,1
50,0
49,7
47,8
44,1
42,4
40,3
48,1
45,2
43,4
40,9
45,9
44,7
41,0
40,8
40,0
30,0
20,0
10,0
0,0
AFR
ALU
CAM
GLEI
LFE
LIT
LRO
LUN
LVA
LVE
PVA
PVE
REP
TIPOS DE SOLOS
FIGURA 4.20 - Tipos de solos x intensidade de corrente negativa média dos
relâmpagos por unidade de área.
94
TIPOS DE SOLOS X INTENSIDADE DE CORRENTE POSITIVA MÉDIA
INTENSIDADE DE CORRENTE POSITIVA MÉDIA (kA)
32,0
Valor Médio = 29,9
Desvio Padrão = 0,6
31,0
30,8
30,8
PVE
REP
30,7
30,2
30,1
30,0
29,9
30,0
29,8
29,7
29,5
29,5
29,1
28,9
29,0
28,0
AFR
ALU
CAM
GLEI
LFE
LIT
LRO
LUN
LVA
LVE
PVA
TIPOS DE SOLOS
FIGURA 4.21 - Tipos de solos x intensidade de corrente positiva média dos
relâmpagos por unidade de área.
INTENSIDADE DE CORRENTE NEGATIVA MÁXIMA (kA)
TIPOS DE SOLOS X INTENSIDADE DE CORRENTE NEGATIVA MÁXIMA
350,0
Valor Médio = 258,5
Desvio Padrão = 29,2
322,3
294,5
290,0
300,0
259,2
243,9
250,0
225,6
227,2
AFR
ALU
233,5
228,6
LFE
LIT
266,0
255,1
260,9
253,6
200,0
150,0
100,0
50,0
0,0
CAM
GLEI
LRO
LUN
LVA
LVE
PVA
PVE
REP
TIPOS DE SOLOS
FIGURA 4.22 - Tipos de solos x intensidade de corrente negativa máxima
dos relâmpagos por unidade de área.
95
INTENSIDADE DE CORRENTE POSITIVA MÁXIMA (kA)
TIPOS DE SOLOS X INTENSIDADE DE CORRENTE POSITIVA MÁXIMA
250,0
Valor Médio = 169,6
Desvio Padrão = 19,4
200,0
186,4
203,0
194,6
181,3
175,6
162,4
150,0
148,3
168,4
157,9
154,1
176,5
162,7
133,2
100,0
50,0
0,0
AFR
ALU
CAM
GLEI
LFE
LIT
LRO
LUN
LVA
LVE
PVA
PVE
REP
TIPOS DE SOLOS
FIGURA 4.23 - Tipos de solos x intensidade de corrente positiva máxima
dos relâmpagos por unidade de área.
A influência do tipo de solo sobre os relâmpagos também foi estudada por
faixas de altitude: de 500 m a 750 m, de 750 m a 1.000 m e de 1.000 m a
1.250 m. Para isso, as 1728 regiões foram separadas tanto por faixas de
altitude como por tipo de solo predominante.
O objetivo dessa análise é
verificar se há influência de diferentes tipos de solos sobre os relâmpagos em
faixas de altitudes diferentes, visto que duas das três faixas de altitude não
contemplam todos os treze tipos de solo.
Na faixa de 500 m a 750 m de altitude, onde não há regiões com os tipos de
solo latossolo ferrífero, afloramento rochoso, aluviais, latossolo roxo e latossolo
una, Figura 4.24, não foi observada nenhuma evidência significativa da
influência de nenhum desses solos sobre os parâmetros característicos dos
relâmpagos, como mostram as Figuras 4.25, 4.26, 4.27, 4.28, 4.29, 4.30 e 4.31.
96
TIPOS DE SOLOS X NÚMERO DE REGIÕES
ALTITUDE: 500 A 750 METROS
250
209
151
150
100
73
41
50
29
20
13
1
0
CAM
GLEI
LIT
LVA
LVE
PVA
PVE
REP
TIPOS DE SOLOS
FIGURA 4.24 - Tipos de solos x número de regiões na faixa de altitude
de 500 a 750 metros.
TIPOS DE SOLOS X NÚMERO MÉDIO DE RELÂMPAGOS NEGATIVOS
ALTITUDE: 500 A 750 METROS
900
780
800
NÚMERO MÉDIO DE RELÂMPAGOS NEGATIVOS
NÚMERO DE REGIÕES
200
Valor Médio = 611
Desvio Padrão = 111
764
700
631
613
600
568
543
507
483
500
400
300
200
100
0
CAM
GLEI
LIT
LVA
LVE
PVA
PVE
REP
TIPOS DE SOLOS
FIGURA 4.25 - Tipos de solos x número médio de relâmpagos negativos por
unidade de área, na faixa de altitude de 500 a 750 metros.
97
TIPOS DE SOLOS X NÚMERO MÉDIO DE RELÂMPAGOS POSITIVOS
ALTITUDE: 500 A 750 METROS
NÚMERO MÉDIO DE RELÂMPAGOS POSITIVOS
450
Valor Médio = 302
Desvio Padrão = 59
399
400
350
341
340
303
301
300
269
260
250
206
200
150
100
50
0
CAM
GLEI
LIT
LVA
LVE
PVA
PVE
REP
TIPOS DE SOLOS
FIGURA 4.26 - Tipos de solos x número médio de relâmpagos positivos por
unidade de área, na faixa de altitude de 500 a 750 metros.
TIPOS DE SOLOS X NÚMERO MÉDIO TOTAL DE RELÂMPAGOS
ALTITUDE: 500 A 750 METROS
NÚMERO MÉDIO TOTAL DE RELÂMPAGOS
1400
Valor Médio = 913
Desvio Padrão = 162
1179
1200
1067
1000
971
953
869
812
767
800
690
600
400
200
0
CAM
GLEI
LIT
LVA
LVE
PVA
PVE
REP
TIPOS DE SOLOS
FIGURA 4.27 - Tipos de solos x número médio total de relâmpagos por
unidade de área, na faixa de altitude de 500 a 750 metros.
98
INTENSIDADE DE CORRENTE NEGATIVA MÉDIA (kA)
TIPOS DE SOLOS X INTENSIDADE DE CORRENTE NEGATIVA MÉDIA
ALTITUDE: 500 A 750 METROS
60,0
55,1
54,8
Valor Médio = 50,0
Desvio Padrão = 4,7
52,9
53,2
PVE
REP
49,3
50,0
47,0
44,8
42,7
40,0
30,0
20,0
10,0
0,0
CAM
GLEI
LIT
LVA
LVE
PVA
TIPOS DE SOLOS
FIGURA 4.28 - Tipos de solos x intensidade de corrente negativa média por
unidade de área, na faixa de altitude de 500 a 750 metros.
TIPOS DE SOLOS X INTENSIDADE DE CORRENTE POSITIVA MÉDIA
ALTITUDE: 500 A 750 METROS
INTENSIDADE DE CORRENTE POSITIVA MÉDIA (kA)
34,0
Valor Médio = 31,1
Desvio Padrão = 1,4
32,9
33,0
32,3
32,2
32,0
31,7
30,9
31,0
30,5
30,0
29,6
28,8
29,0
28,0
CAM
GLEI
LIT
LVA
LVE
PVA
PVE
REP
TIPOS DE SOLOS
FIGURA 4.29 - Tipos de solos x intensidade de corrente positiva média por
unidade de área, na faixa de altitude de 500 a 750 metros.
99
TIPOS DE SOLOS X INTENSIDADE DE CORRENTE NEGATIVA
MÁXIMA
ALTITUDE: 500 A 750
METROS
INTENSIDADE DE CORRENTE NEGATIVA MÁXIMA (kA)
400,0
350,0
Valor Médio = 288,1
Desvio Padrão = 25,3
333,4
309,5
300,0
298,7
292,5
278,5
263,1
268,6
260,9
250,0
200,0
150,0
100,0
50,0
0,0
CAM
GLEI
LIT
LVA
LVE
PVA
PVE
REP
TIPOS DE SOLOS
FIGURA 4.30 - Tipos de solos x intensidade de corrente negativa
unidade de área, na faixa de altitude de 500 a 750
INTENSIDADE DE CORRENTE POSITIVA MÁXIMA (kA)
TIPOS DE SOLOS X INTENSIDADE DE CORRENTE POSITIVA MÁXIMA
ALTITUDE: 500 A 750 METROS
250,0
Valor Médio = 176,2
Desvio Padrão = 15,2
200,0
185,9
192,0
189,8
187,5
179,0
157,0
156,7
LIT
LVA
161,8
150,0
100,0
50,0
0,0
CAM
GLEI
LVE
PVA
PVE
REP
TIPOS DE SOLOS
FIGURA 4.31 - Tipos de solos x intensidade de corrente positiva máxima por
unidade de área, na faixa de altitude de 500 a 750 metros.
100
Tanto na faixa de altitude de 750 m a 1.000 m, onde existem os treze tipos de
solo, Figura 4.32, como na faixa de altitude de 1.000 m a 1.250 m, onde não há
regiões com tipos de solo glei húmico, latossolo amarelo e represa, Figura
4.33, o número médio de relâmpagos negativos foi bem maior nas regiões
onde há predominância do tipo de solo latossolo ferrífero, com um aumento
superior ao dobro do desvio padrão dessa grandeza, como pode ser visto nas
Figuras 4.34 e 4.35. Feita uma análise estatística desses resultados com a
aplicação do teste F, foi constatado que, tanto na faixa de altitude de 750 m a
1.000 m como na faixa de altitude de 1.000 m a 1.250 m, há um aumento do
número médio de relâmpagos negativos, aparentando existir uma influência do
tipo de solo latossolo ferrífero sobre o número médio de relâmpagos negativos
com nível de confiança de 1%. Conseqüentemente o mesmo resultado se
repete quanto ao número médio total de relâmpagos apresentado nas Figuras
4.36 e 4.37.
TIPOS DE SOLOS X NÚMERO DE REGIÕES
ALTITUDE: 750 A 1.000 METROS
250
235
226
NÚMERO DE REGIÕES
200
150
135
110
100
83
77
50
9
7
AFR
ALU
2
16
14
6
4
0
CAM
GLEI
LFE
LIT
LRO
LUN
LVA
LVE
PVA
PVE
REP
TIPOS DE SOLOS
FIGURA 4.32 - Tipos de solos x número de regiões na faixa de altitude de
750 a 1.000 metros.
101
TIPOS DE SOLOS X NÚMERO DE REGIÕES
ALTITUDE: 1.000 A 1.250 METROS
100
92
90
NÚMERO DE REGIÕES
80
70
60
56
50
40
35
29
30
21
20
7
10
7
5
3
2
3
LRO
LUN
0
AFR
ALU
CAM
LFE
LIT
LVA
LVE
PVA
PVE
TIPOS DE SOLOS
FIGURA 4.33 - Tipos de solos x número de regiões na faixa de altitude
de 1.000 a 1.250 metros.
TIPOS DE SOLOS X NÚMERO MÉDIO DE RELÂMPAGOS NEGATIVOS
ALTITUDE: 750 A 1.000 METROS
NÚMERO MÉDIO DE RELÂMPAGOS NEGATIVOS
1.800
1.667
1.600
Valor Médio = 812
Desvio Padrão = 288
1.400
1.200
1.000
855
941
893
823
784
800
794
733
638
679
695
PVE
REP
568
600
486
400
200
0
AFR
ALU
CAM
GLEI
LFE
LIT
LRO
LUN
LVA
LVE
PVA
TIPOS DE SOLOS
FIGURA 4.34 - Tipos de solos x número médio de relâmpagos negativos por
unidade de área, na faixa de altitude de 750 a 1.000 metros.
102
TIPOS DE SOLOS X NÚMERO MÉDIO DE RELÂMPAGOS NEGATIVOS
ALTITUDE: 1.000 a 1.250 METROS
NÚMERO MÉDIO DE RELÂMPAGOS NEGATIVOS
2000
1746
1800
Valor Médio = 834
Desvio Padrão = 389
1600
1400
1200
1118
1062
1000
765
800
890
897
PVA
PVE
748
678
600
457
411
404
400
200
0
AFR
ALU
CAM
LFE
LIT
LRO
LUN
LVA
LVE
TIPOS DE SOLOS
FIGURA 4.35 - Tipos de solos x número médio de relâmpagos negativos por
unidade de área, na faixa de altitude de 1.000 a 1.250 metros.
TIPOS DE SOLOS X NÚMERO MÉDIO TOTAL DE RELÂMPAGOS
ALTITUDE: 750 A 1.000 METROS
NÚMERO MÉDIO TOTAL DE RELÂMPAGOS
2.500
2.081
Valor Médio = 1.160
Desvio Padrão = 327
2.000
1.500
1.401
1.256
1.304
1.167
1.000
891
1.139
1.071
1.101
1.016
982
885
790
500
0
AFR
ALU
CAM
GLEI
LFE
LIT
LRO
LUN
LVA
LVE
PVA
PVE
REP
TIPOS DE SOLOS
FIGURA 4.36 - Tipos de solos x número médio total de relâmpagos por
unidade de área, na faixa de altitude de 750 a 1.000 metros.
103
TIPOS DE SOLOS X NÚMERO MÉDIO TOTAL DE RELÂMPAGOS
ALTITUDE: 1.000 A 1.250 METROS
NÚMERO MÉDIO TOTAL DE RELÂMPAGOS
2500
2145
Valor Médio = 1.147
Desvio Padrão = 435
2000
1478
1500
1371
1098
1173
1162
1230
956
1000
668
698
AFR
ALU
638
500
0
CAM
LFE
LIT
LRO
LUN
LVA
LVE
PVA
PVE
TIPOS DE SOLOS
FIGURA 4.37 - Tipos de solos x número médio total de relâmpagos por
unidade de área, na faixa de altitude de 1.000 a 1.250 metros.
Dessa forma o estudo estatístico dos resultados apontou uma influência
significativa, com nível de confiança de 1%, do tipo de solo latossolo ferrífero
sobre o número médio de relâmpagos negativos em duas das três faixas de
altitude. Além dessa, não houve nenhuma outra evidência significativa da
influência dos outros tipos de solo sobre os demais parâmetros característicos
dos relâmpagos. As variações dos valores desses diversos parâmetros em
relação aos seus valores médios não foram de relevância estatística,
apresentando valores próximos dos limites dos seus respectivos desvios
padrões, como pode ser visto nas Figuras 4.38, 4.39, 4.40, 4.41, 4.42, 4.43,
4.44, 4.45, 4.46 e 4.47. Estes resultados apresentados a respeito da influência
do solo sobre os relâmpagos estão discutidos no próximo capítulo em conjunto
com outros aspectos geográficos que atuam simultaneamente nessa região de
estudo.
104
TIPOS DE SOLOS X NÚMERO MÉDIO DE RELÂMPAGOS POSITIVOS
ALTITUDE: 750 A 1.000 METROS
500
NÚMERO MÉDIO DE RELÂMPAGOS POSITIVOS
460
Valor Médio = 348
Desvio Padrão = 60
450
413
411
401
400
382
338
350
317
304
337
316
306
287
300
253
250
200
150
100
50
0
AFR
ALU
CAM
GLEI
LFE
LIT
LRO
LUN
LVA
LVE
PVA
PVE
REP
TIPOS DE SOLOS
FIGURA 4.38 - Tipos de solos x número médio de relâmpagos positivos por
unidade de área, na faixa de altitude de 750 a 1.000 metros.
TIPOS DE SOLOS X NÚMERO MÉDIO DE RELÂMPAGOS POSITIVOS
ALTITUDE: 1.000 a 1.250 METROS
NÚMERO MÉDIO DE RELÂMPAGOS POSITIVOS
450
Valor Médio = 313
Desvio Padrão = 66
425
399
400
361
350
333
333
309
287
300
250
278
272
LVE
PVA
234
211
200
150
100
50
0
AFR
ALU
CAM
LFE
LIT
LRO
LUN
LVA
PVE
TIPOS DE SOLOS
FIGURA 4.39 - Tipos de solos x número médio de relâmpagos positivos por
unidade de área, na faixa de altitude de 1.000 a 1.250 metros.
105
TIPOS DE SOLOS X INTENSIDADE DE CORRENTE NEGATIVA MÉDIA
ALTITUDE: 750 A 1.000 METROS
INTENSIDADE DE CORRENTE NEGATIVA MÉDIA (kA)
60,0
Valor Médio = 42,8
Desvio Padrão = 3,4
49,7
50,0
46,1
42,1
40,0
46,2
45,3
44,5
42,5
42,0
41,2
40,5
40,1
39,6
36,8
30,0
20,0
10,0
0,0
AFR
ALU
CAM
GLEI
LFE
LIT
LRO
LUN
LVA
LVE
PVA
PVE
REP
TIPOS DE SOLOS
FIGURA 4.40 - Tipos de solos x intensidade de corrente negativa média por
unidade de área, na faixa de altitude de 750 a 1.000 metros.
TIPOS DE SOLOS X INTENSIDADE DE CORRENTE NEGATIVA MÉDIA
ALTITUDE: 1.000 A 1.250 METROS
INTENSIDADE DE CORRENTE NEGATIVA MÉDIA (kA)
60,0
Valor Médio = 41,0
Desvio Padrão = 3,6
49,7
50,0
44,8
41,2
40,0
42,3
39,6
39,5
39,6
39,3
36,6
41,1
37,8
30,0
20,0
10,0
0,0
AFR
ALU
CAM
LFE
LIT
LRO
LUN
LVA
LVE
PVA
PVE
TIPOS DE SOLOS
FIGURA 4.41 - Tipos de solos x intensidade de corrente negativa média por
unidade de área, na faixa de altitude de 1.000 a 1.250 metros.
106
TIPOS DE SOLOS X INTENSIDADE DE CORRENTE POSITIVA MÉDIA
ALTITUDE: 750 A 1.000 METROS
INTENSIDADE DE CORRENTE POSITIVA MÉDIA (kA)
32,0
Valor Médio = 29,6
Desvio Padrão = 0,6
31,0
30,5
30,5
30,5
30,2
30,0
29,8
29,6
29,6
29,6
29,3
29,0
29,0
29,0
29,0
28,8
28,0
AFR
ALU
CAM
GLEI
LFE
LIT
LRO
LUN
LVA
LVE
PVA
PVE
REP
TIPOS DE SOLOS
FIGURA 4.42 - Tipos de solos x intensidade de corrente positiva média por
unidade de área, na faixa de altitude de 750 a 1.000 metros.
TIPOS DE SOLOS X INTENSIDADE DE CORRENTE POSITIVA MÉDIA
ALTITUDE: 1.000 A 1.250 METROS
INTENSIDADE DE CORRENTE POSITIVA MÉDIA (kA)
32,0
Valor Médio = 29,4
Desvio Padrão = 0,4
31,0
30,2
30,0
30,0
29,9
29,8
29,2
29,2
29,3
29,3
29,0
29,0
28,9
29,1
28,0
AFR
ALU
CAM
LFE
LIT
LRO
LUN
LVA
LVE
PVA
PVE
TIPOS DE SOLOS
FIGURA 4.43 - Tipos de solos x intensidade de corrente positiva média por
unidade de área, na faixa de altitude de 1.000 a 1.250 metros.
107
TIPOS DE SOLOS X INTENSIDADE DE CORRENTE NEGATIVA MÁXIMA
ALTITUDE: 750 A 1.000 METROS
INTENSIDADE DE CORRENTE NEGATIVA MÁXIMA (kA)
350,0
304,3
300,0
Valor Médio = 252,6
Desvio Padrão = 29,4
295,7
281,1
262,1
250,0
248,5
239,5
262,4
253,9
255,2
236,9
223,5
216,5
205,0
200,0
150,0
100,0
50,0
0,0
AFR
ALU
CAM
GLEI
LFE
LIT
LRO
LUN
LVA
LVE
PVA
PVE
REP
TIPOS DE SOLOS
FIGURA 4.44 - Tipos de solos x intensidade de corrente negativa máxima por
unidade de área, na faixa de altitude de 750 a 1.000 metros.
TIPOS DE SOLOS X INTENSIDADE DE CORRENTE NEGATIVA MÁXIMA
ALTITUDE: 1.000 A 1.250 METROS
INTENSIDADE DE CORRENTE NEGATIVA MÁXIMA (kA)
400,0
Valor Médio = 250,3
Desvio Padrão = 48,3
358,2
350,0
288,9
300,0
278,4
270,4
250,0
200,0
253,6
249,0
231,2
229,5
196,2
198,6
AFR
ALU
199,8
150,0
100,0
50,0
0,0
CAM
LFE
LIT
LRO
LUN
LVA
LVE
PVA
PVE
TIPOS DE SOLOS
FIGURA 4.45 - Tipos de solos x intensidade de corrente negativa máxima por
unidade de área, na faixa de altitude de 1.000 a 1.250 metros.
108
TIPOS DE SOLOS X INTENSIDADE DE CORRENTE POSITIVA MÁXIMA
ALTITUDE: 750 A 1.000 METROS
INTENSIDADE DE CORRENTE POSITIVA MÁXIMA (kA)
250,0
Valor Médio = 169,2
Desvio Padrão = 23,2
221,9
195,9
193,1
200,0
178,3
174,5
151,1
150,0
150,8
155,7
165,5
162,8
159,9
PVA
PVE
REP
154,2
136,5
100,0
50,0
0,0
AFR
ALU
CAM
GLEI
LFE
LIT
LRO
LUN
LVA
LVE
TIPOS DE SOLOS
FIGURA 4.46 - Tipos de solos x intensidade de corrente positiva máxima por
unidade de área, na faixa de altitude de 750 a 1.000 metros.
TIPOS DE SOLOS X INTENSIDADE DE CORRENTE POSITIVA MÁXIMA
ALTITUDE: 1.000 A 1.250 METROS
Valor Médio = 162,9
Desvio Padrão = 16,4
INTENSIDADE DE CORRENTE POSITIVA MÁXIMA (kA)
200,0
180,0
171,7
175,9
168,6
165,2
160,0
168,4
166,9
PVA
PVE
147,1
141,7
140,0
180,6
176,4
128,9
120,0
100,0
80,0
60,0
40,0
20,0
0,0
AFR
ALU
CAM
LFE
LIT
LRO
LUN
LVA
LVE
TIPOS DE SOLOS
FIGURA 4.47 - Tipos de solos x intensidade de corrente positiva máxima por
unidade de área, na faixa de altitude de 1.000 a 1.250 metros.
109
4.3 - Influência dos Centros Urbanos sobre os Relâmpagos
A região de estudo abrange uma área de aproximadamente 140.000 km2 onde
estão localizadas duas cidades industrializadas, Belo Horizonte e Contagem, as
quais formam uma área comurbada. A primeira, com 2.300.000 habitantes está
situada nas faixas de latitudes entre 19,77° S e 20,04° S e longitudes entre
44,07° O e 43,85° O, ocupando uma área de 342 km2. A segunda, vizinha de
Belo Horizonte com aproximadamente 100.000 habitantes e situada nas faixas
de latitudes entre 19,80° S e 19,98° S e longitudes 44,17° O e 44,01° O, ocupa
uma área de 175 km2. Para facilitar o estudo da influência dos centros urbanos
sobre os relâmpagos, a região que engloba essas duas cidades foi dividida em
12 pequenas regiões de 9 km x 9 km, marcadas nas cores amarelo e verde,
respectivamente, como mostra a figura 4.48. Em seguida, foram consideradas
duas faixas de pequenas regiões de 9 km x 9 km, circunvizinhas a essas
cidades, sendo as vinte mais próximas marcadas na cor azul e as vinte e oito
mais afastadas na cor lilás, conforme figura 4.48. O estudo dos parâmetros
característicos dos relâmpagos nas regiões internas das cidades em relação às
regiões circunvizinhas, mostrou que o número de relâmpagos negativos é
maior nas cidades e ao sul das mesmas seguindo a direção do vento, além de
forte decaimento ao norte das cidades seguindo a direção do vento e regiões
circunvizinhas mais afastadas. Para verificar se a quantidade de relâmpagos
negativos nas regiões internas aos centros urbanos é significativamente maior
do que nas duas regiões circunvizinhas, foi realizada uma análise estatística do
número total médio de relâmpagos negativos das doze regiões internas aos
centros urbanos com as regiões circunvizinhas nas cores azul e lilás, através
da aplicação do teste z. A aplicação do teste estatístico confirmou que a
quantidade média de relâmpagos negativos nas regiões internas aos centros
urbanos é significativamente maior que a das outras duas regiões
circunvizinhas, com um nível de confiança de 1%.
110
07067
07068
07069
07070
07071
07072
08061
08062
08063
08064
08065
08066
869
931
805
761
673
632
580
786
770
603
417
324
PVE
PVE
PVE
PVE
PVE
PVE
PVE
PVE
PVE
PVE
LIT
LIT
07079
07080
07081
07082
07083
07084
08073
08074
08075
08076
08077
08078
470
791
706
707
796
523
635
598
688
699
511
516
PVA
PVA
PVA
PVE
PVE
PVE
PVE
PVE
PVE
AFR
AFR
LIT
07091
07092
07093
07094
07095
07096
08085
08086
08087
08088
08089
08090
854
676
854
832
696
547
613
761
616
514
466
519
PVA
PVA
PVA
PVA
PVE
PVE
PVE
PVE
PVE
AFR
AFR
PVA
07103
07104
07105
07106
07107
07108
08097
08098
08099
08100
08101
08102
761
613
790
1.046
873
744
649
772
643
642
517
596
LVA
PVA
PVA
PVA
PVA
PVE
PVE
PVE
PVA
PVA
PVA
PVA
07115
07116
07117
07118
07119
07120
08109
08110
08111
08112
08113
08114
768
631
815
1.135
995
1.099
1.128
1.178
986
915
518
569
PVA
PVA
PVA
LVA
PVA
PVA
PVA
PVA
PVA
PVA
AFR
PVA
07127
07128
07129
07130
07131
07132
08121
08122
08123
08124
08125
08126
614
623
912
1.449
1.358
1.587
2.104
1.814
1.287
945
769
846
PVA
PVA
PVA
LVA
LVA
LVA
PVA
LFE
CAM
PVA
AFR
PVA
07139
07140
07141
07142
07143
07144
08133
08134
08135
08136
08137
08138
693
909
1.130
1.506
1.851
2.420
2.328
2.232
1.423
1.013
782
794
LVE
PVA
PVA
LVA
PVA
LFE
LFE
CAM
CAM
PVA
LFE
LFE
11007
11008
11009
11010
11011
11012
12001
12002
12003
12004
12005
12006
1.211
1.109
1.439
1.614
1.866
2.006
1.970
1.532
1.405
1.257
1.048
874
LVE
LVE
PVA
PVA
LFE
LFE
CAM
CAM
CAM
LFE
CAM
CAM
11019
11020
11021
11022
11023
11024
12013
12014
12015
12016
12017
12018
1.117
1.197
1.219
1.441
1.823
1.696
1.866
1.735
1.420
1.099
864
779
LVE
LVE
LVA
CAM
CAM
CAM
LFE
CAM
CAM
CAM
CAM
AFR
11031
11032
11033
11034
11035
11036
12025
12026
12027
12028
12029
12030
943
1.148
1.152
1.532
1.685
1.883
1.968
1.821
1.308
1.111
911
920
LVE
CAM
LVA
LVA
CAM
CAM
LFE
LIT
CAM
CAM
AFR
AFR
11043
11044
11045
11046
11047
11048
12037
12038
12039
12040
12041
12042
1.273
1.120
1.301
1.445
1.393
1.653
1.632
1.816
1.344
1.305
1.129
1.192
LVA
PVE
LVA
LVA
CAM
CAM
LFE
CAM
CAM
CAM
CAM
AFR
11055
11056
11057
11058
11059
11060
12049
12050
12051
12052
12053
12054
1.499
1.423
1.277
1.400
1.260
1.222
1.305
1.394
1.616
1.409
1.440
1.476
PVE
LVA
LVA
LVA
LVA
CAM
CAM
CAM
CAM
CAM
CAM
CAM
FIGURA 4.48 4 48
Regiões de Minas Gerais destacando-se os municípios de
Contagem (verde) e Belo Horizonte (amarelo), número de
dentificação da região (negrito), número de relâmpagos
negativos e respectivos tipos de solos.
111
Complementando este estudo, as distribuições geográficas dos relâmpagos
negativos e positivos, apresentadas nas Figuras 4.49 e 4.50, abrangendo as
mesmas regiões da Figura 4.48, mostram que o número de relâmpagos de
ambas polaridades são influenciados pelos centros urbanos. De modo geral,
observa-se que o número de relâmpagos de ambas polaridades é maior nas
cidades e ao sul das mesmas, seguindo a direção do vento, além de forte
decaimento ao norte das cidades, seguindo a direção do vento e regiões
circunvizinhas mais afastadas. Em seguida, as distribuições geográficas das
porcentagens de relâmpagos negativos e positivos, observadas nas Figuras
4.51 e 4.52, mostram que essas porcentagens apresentam comportamentos
contrários em relação a polaridade dos relâmpagos. A porcentagem de
relâmpagos positivos é mínima sobre as cidades e ao sul das mesmas
seguindo a direção do vento, enquanto que a dos negativos é máxima, sendo
ambas acompanhadas de forte decaimento ao norte das cidades, seguindo a
direção do vento e regiões circunvizinhas mais afastadas. Em relação às
intensidades de correntes médias dos relâmpagos negativos e positivos as
suas distribuições geográficas, apresentadas nas Figuras 4.53 e 4.54, não
revelaram nenhuma influência significativa dos centros urbanos. Portanto, a
influência dos centros urbanos sobre os relâmpagos foi mais evidente sobre o
aumento do número de relâmpagos negativos e a diminuição da porcentagem
de relâmpagos positivos.
112
FIGURA 4.49 – Distribuição geográfica do número de relâmpagos negativos
nos centros urbanos demarcados e regiões circunvizinhas.
FIGURA 4.50- Distribuição geográfica do número de relâmpagos positivos nos
centros urbanos demarcados e regiões circunvizinhas.
113
FIGURA 4.51 – Distribuição geográfica da porcentagem dos relâmpagos negativos
nos centros urbanos demarcados e regiões circunvizinhas.
FIGURA 4.52 – Distribuição geográfica da porcentagem dos relâmpagos positivos
nos centros urbanos demarcados e regiões circunvizinhas.
114
FIGURA 4.53 – Distribuição geográfica da intensidade de corrente negativa média,
em kA, nos centros urbanos demarcados e regiões circunvizinhas.
FIGURA 4.54 – Distribuição geográfica da intensidade de corrente positiva média,
em kA, nos centros urbanos demarcados e regiões circunvizinhas.
115
4.4 - Influência de aspectos meteorológicos sobre os relâmpagos
Os resultados apresentados até ao momento sugerem que a meteorologia
exerce, em conjunto com a topografia do relevo, uma influência significativa
que precisa ser confirmada através do estudo em escala sinótica de alguns
parâmetros meteorológicos. Com o intuito de explicar o comportamento
diferenciado da atividade de relâmpagos, inclusive na região 4 excluída a
nordeste de Minas Gerais, foram analisados alguns parâmetros meteorológicos
em escala sinótica, próximo à superfície e em alto nível, como: a temperatura
potencial equivalente, o campo das linhas de corrente do vento e da
divergência horizontal de massa ou da divergência do fluxo de vapor d’água ou
de umidade, o campo da componente vertical média da velocidade do vento e
a umidade específica. Nessa análise utilizou-se médias mensais de dados de
reanálise do modelo global National Centers for Environmental Prediction
(NCEP) da temperatura, da umidade específica, da velocidade vertical média
em coordenadas de pressão e das componentes zonal e meridional do vento.
No período de 1988 a 1996, durante o intervalo de meses compreendido entre
setembro e março observa-se no campo das linhas de corrente do vento em
300 hPa, Figura 4.55, a presença de uma circulação anticiclônica fortemente
delineada entre a Bolívia e Rondônia, e de um cavado que se estende tanto
para o sudeste como para o Oceano Atlântico a partir do nordeste do Brasil. É
oportuno lembrar que essa circulação anticiclônica, chamada de Alta da
Bolívia, é um fenômeno típico do verão na América do Sul que se intensifica no
mês de janeiro e apresenta-se delineada neste período de setembro a março
porque em média, encontra-se ativa de novembro a março. O campo da
divergência horizontal de massa, de acordo com a escala de cores, mostra os
locais onde há condições dinâmicas favoráveis para a ocorrência de
instabilidade (valores positivos) ou convergência (valores negativos), onde as
condições são desfavoráveis. Dentro deste contexto, de modo geral, o Estado
de Minas Gerais é fracamente dominado por divergência, não justificando a
116
ocorrência de intensa atividade de relâmpagos na região em estudo. Nesse
mesmo nível os perfis das curvas da componente vertical média da velocidade
do vento, Figura 4.56, assumem valor máximo ao norte de São Paulo, a
sudoeste de Minas Gerais e ao sul de Goiás, apresentando valor negativo na
escala de cores e abrangendo uma área deslocada a esquerda da região de
estudo. Esses aspectos são coerentes com uma situação dinâmica média
meteorológica em escala sinótica, que incluem tanto os dias de tempo estável
como instável ao longo dos meses de maior atividade de relâmpagos. Se o
presente trabalho considerasse somente os dias em que houve atividade de
relâmpagos, o panorama dinâmico nos daria uma visão melhor dos fatores
meteorológicos predominantes.
Com o intuito de diagnosticar forçantes próximas à superfície terrestre que
poderiam
contribuir
para
a
atividade
de
relâmpagos,
analisou-se
a
convergência do fluxo de vapor de água, a componente vertical média da
velocidade do vento e a temperatura potencial equivalente em 850 hPa.
Observou-se nesse nível, através da Figura 4.57, que a região de estudo,
encontra-se sob domínio de convergência do fluxo de umidade, mas de forma
não acentuada. As regiões de divergência encontram-se distribuídas
principalmente no litoral do Nordeste do Brasil, enquanto que as regiões de
convergência pouco acentuadas ocorrem em pequenas áreas do sudoeste de
Minas Gerais, norte de São Paulo, sul de Goiás, norte do Mato Grosso, sul da
Amazônia e Pará. As linhas de corrente, Figura 4.57, sugerem que o transporte
de umidade na região Sudeste do Brasil, de modo geral, é proveniente do
Oceano Atlântico. Em conformidade com a situação dinâmica da região, a
Figura 4.58 mostra os valores dos perfis das componentes verticais médias da
velocidade do vento com valores negativos, onde predomina a convergência do
fluxo de umidade.
117
FIGURA 4.55 - Linhas de corrente e divergência do campo de vento, em 300
hPa, média mensal (x 105s-1), durante o período de setembro a
março de 1988 a 1996.
FIGURA 4.56 - Componente vertical média da velocidade do vento (hPa s-1)
em 300 hPa, média mensal, durante o período de setembro a
março de 1988 a 1996.
118
FIGURA 4.57 - Linhas de corrente e divergência do fluxo de vapor d’água em
850 hPa, média mensal (x 105s-1), durante o período de
setembro a março de 1988 a 1996.
FIGURA 4.58 - Componente vertical média da velocidade do vento (hPa s-1)
em 850 hPa, média mensal, durante o período de setembro a
março de 1988 a 1996.
119
Nesse mesmo nível os perfis das curvas da componente vertical média da
velocidade do vento, Figura 4.58, assumem valor máximo representado na
escala de cores pelo menor valor negativo, a sudoeste de Minas Gerais e ao
nordeste de Goiás, abrangendo uma área deslocada à esquerda da região de
estudo. No que se refere ao diagnóstico de forçantes térmicas, a temperatura
potencial equivalente, θe, é utilizada para avaliar a instabilidade condicional,
que é uma condição termodinâmica para ocorrer convecção nos trópicos
(Holton, 1992). Desta forma valores elevados de temperatura potencial
equivalente, em geral, são condições necessárias para iniciar a atividade
convectiva e estão presentes na Figura 4.59, abrangendo uma ampla região
com valores acima de 338 K, que afeta grande parte da região de estudo. Essa
característica possibilita o transporte vertical de calor e umidade para alimentar
núcleos convectivos e a convergência presente nessa região, Figura 4.57,
contribui com a força necessária para a ocorrência da convecção. O gradiente
de temperatura potencial equivalente observado na região de estudo delimita
uma massa de ar mais quente e úmida no lado equatorial, outra relativamente
fria e seca ao sul e uma outra relativamente quente e seca ao norte. Esse
padrão de gradiente de temperatura potencial equivalente foi observado por
Kodama (1992) e por Sanches (2002) ao longo da Zona de Convergência do
Atlântico Sul (ZCAS).
Assim, a análise das condições termodinâmicas e dinâmicas descritas acima
para o período de setembro a março parecem estar mais fortemente
influenciadas por fenômenos típicos do verão, como a presença de eventos de
ZCAS, muito freqüentes e de caráter estacionário nessa estação do ano.
Embora a estatística mostre que existe maior atividade de relâmpagos no
período de setembro a março, nenhum estudo de longa duração foi realizado
sobre as condições meteorológicas durante os meses ou dias de maior
atividade de relâmpagos nem durante os eventos de ZCAS, com exceção de
Faria (2002) para um período de seis meses. Um trabalho futuro comparando
120
as condições meteorológicas com os meses e dias de maior atividade de
relâmpagos poderia indicar melhor a conexão existente entre as condições
meteorológicas e a atividade de relâmpagos.
FIGURA 4.59 - Temperatura potencial equivalente (k) em 850 hPa.
Os resultados apresentados até o momento parecem indicar que o verão
exerce uma influência dominante sobre o período em estudo, tanto pela
presença da Alta da Bolívia predominante no verão, como pela divergência de
massa e pela convergência do fluxo de umidade pouco acentuadas e ainda
pelo gradiente de temperatura potencial equivalente típico em períodos de
ZCAS. Diante desses argumentos considerou-se diagnosticar as condições
meteorológicas especificamente para os meses do verão, dezembro, janeiro e
fevereiro, ressaltando fatores atmosféricos dominantes em períodos de ZCAS,
que é a situação meteorológica em escala sinótica dominante na região.
121
Neste contexto, apresenta-se a seguir uma análise da situação meteorológica
em eventos envolvendo ZCAS, durante o período de estudo deste trabalho,
utilizando a metodologia de composição apresentada por Sanches (2002).
Considerando-se o estudo durante os verões ao longo do período de 1988 a
1996, vemos na Figura 4.60, em alto nível, 300 hPa, a presença da Alta da
Bolívia bem delineada sobre a Bolívia e um vórtice ciclônico no Oceano
Atlântico, próximo ao nordeste do Brasil. Observa-se que o estabelecimento
desse sistema composto pela Alta da Bolívia e pelo vórtice ciclônico, com
circulações contrárias, induz divergência de massa numa vasta região do
Brasil, apresentando maior intensidade ao longo da direção noroeste-sudeste
onde se estabelece a ZCAS. Dessa forma, a divergência horizontal de massa
abrange totalmente o Estado de Minas Gerais com valores mais acentuados ao
sul, mostrando que existem condições dinâmicas favoráveis em escala sinótica
para a atividade de relâmpagos na região de estudo.
Na baixa troposfera, 850 hPa, Figura 4.61, as áreas de convergência do fluxo
de umidade, necessárias para a manutenção da convecção, estão fortemente
acentuadas e compatíveis com as áreas de divergência em alto nível.
Abrangem em particular quase totalmente o Estado de Minas Gerais,
alcançando valor máximo ao sul representado pelo menor valor negativo na
escala de cores e as linhas de corrente indicam, novamente, que o transporte
de umidade para a região Sudeste do Brasil provém do Oceano Atlântico.
As curvas de umidade específicas próximas à superfície terrestre, em 925 hPa,
Figura 4.62, apresentam valores máximos sobre a região de estudo sugerindo
que esta característica pode contribuir para a manutenção de núcleos
convectivos.
122
FIGURA 4.60 - Linhas de corrente e divergência do campo de vento em 300
hPa, média mensal (x 105s-1), para o verão de 1988 a 1996.
FIGURA 4.61 - Vetor vento e divergência do fluxo de vapor d’água em 850
hPa, média mensal (x 105s-1), para o verão durante o período
de 1988 a 1996.
123
FIGURA 4.62 – Umidade específica em 925 hPa, média mensal, para o verão
durante o período de 1988 a 1996.
124
CAPÍTULO 5
DISCUSSÕES
De modo geral, sob o ponto de vista meteorológico em escala sinótica a região
de estudo apresenta padrões atmosféricos termodinâmicos favoráveis à
formação de nuvens convectivas, e à atividade de relâmpagos, justificando o
grande número de relâmpagos detectados no período de 1988 a 1996. Cerca
de dois milhões de relâmpagos com intensidade acima de 15 kA foram
detectados nesse período representando uma densidade média de 2
rel/km2.ano. Na realidade o número de relâmpagos é superior a quantidade de
relâmpagos detectados, pois os dados não foram corrigidos pela eficiência do
sistema LPATS, estimada pelo fabricante em torno de 60% a 70%.
Em particular, dentro da região de estudo observou-se que as curvas de
temperatura potencial equivalente, Figura 4.59, delimitam regiões climáticas
distintas ao longo da direção noroeste-sudeste. Uma delas, no lado equatorial,
se manifesta quente e úmida, onde a atividade de relâmpagos é maior e outra
ao norte relativamente quente e seca, onde a atividade de relâmpagos é
menor. Além disso, tanto o campo da divergência horizontal de massa em alto
nível, Figura 4.60, como o da convergência de fluxo de umidade próximo à
superfície, Figura 4.61, mais fortemente acentuados ao sul, asseguram
condições dinâmicas favoráveis para a ocorrência de instabilidade e a
manutenção de núcleos convectivos. Dessa forma, essas diferenças
meteorológicas e climáticas justificam o baixo número de relâmpagos
detectados ao norte e principalmente a nordeste, Figuras 4.2 e 4.3, onde a
influência da altitude não se manifesta devido à ausência de condições
meteorológicas favoráveis à atividade convectiva. Já ao sul, o número de
relâmpagos detectados é maior, pois as condições meteorológicas, climáticas e
a topografia com altitudes elevadas são fatores que atuam simultaneamente
para modular a atividade de relâmpagos.
125
As condições meteorológicas favorecem a convecção e a topografia exerce
grande influência na formação das nuvens e na atividade de relâmpagos. A
topografia atua como uma forçante mecânica local que favorece a convecção
local exercendo influência sobre a quantidade de nuvens formadas e
conseqüentemente sobre o número de relâmpagos, justificando o aumento da
quantidade de relâmpagos com o aumento da altitude ao sul, observados nas
Figuras 4.3 e 4.10. Esse resultado concorda com o estudo de Reap (1986)
sobre o comportamento dos relâmpagos em função da altitude no Oeste dos
Estados Unidos, durante os verões de 1983-1984, tendo constatado aumento
na densidade diária de relâmpagos com o aumento da altitude. Observou-se,
ainda, que a altitude exerce influência diferenciada sobre a polaridade dos
relâmpagos, sendo muito acentuada sobre os relâmpagos negativos e
inexistente em relação aos positivos, conforme Figuras 4.11 e 4.12, devido aos
centros de cargas negativos dentro da nuvem estarem mais próximos da
superfície terrestre, ao contrário dos centros de cargas positivos. No entanto, a
influência da topografia não se manifesta de forma predominante em regiões
onde as condições meteorológicas e climáticas são desfavoráveis à atividade
de relâmpagos, sendo necessário manter um padrão meteorológico para
estudar o efeito da altitude. Esse fato justifica o baixo número de relâmpagos
na região 4 onde predominam altas atitudes, mas as condições meteorológicas
e climáticas não favorecem a atividade de relâmpagos, conforme Figuras 4.2,
4.3 e 4.10. Por outro lado, excluindo-se a região 4, constatou-se uma
acentuada correlação entre o número de relâmpagos negativos e a altitude,
mostrado na Figura 4.11. Fato semelhante ocorre nos E.U.A., comentado em
Orville e Huffines (2001), nas Montanhas Apalaches, onde a densidade de
relâmpagos é baixa, em contraste com as Montanhas Rochosas onde a
densidade de relâmpagos é alta, por influência de fatores geográficos.
Além disso, a região sul apresenta influências geográficas diferenciadas sobre
a polaridade dos relâmpagos com maior predominância da polaridade negativa
a sudeste. Essas diferenças são devidas a vários fatores geográficos
126
concorrentes, que estão relacionados com as condições meteorológicas de
escala sinótica moduladoras do clima, com a influência da topografia local, com
a presença de centros urbanos, com os efeitos da poluição e talvez os das
queimadas a oeste da região de estudo.
Orville e Huffines (2001), também constataram variações geográficas das
características dos relâmpagos durante um período de dez anos (1989–1998)
nos Estados Unidos. Em escala sinótica as variações espaciais e temporais
dos relâmpagos foram atribuídas a condições meteorológicas diferenciadas. As
médias
das
densidades
2
relâmpagos/km .ano,
foram
anuais
mais
identificadas
na
elevadas,
Flórida
em
e
entre
média
o
9
Lake
Okeechobee e a costa leste da Flórida, atribuídas à convergência de fatores
meteorológicos. As mínimas, cerca de 1-3 relâmpagos/km2.ano, ocorreram a
Oeste da Virgínia sobre as Montanhas Apalaches, em contraste com altos
valores sobre as Montanhas Rochosas no Arizona, onde a atividade de
tempestades é influenciada por altitudes elevadas e dominada pela convecção
local.
Na distribuição geográfica das intensidades de correntes médias, Figuras 4.8 e
4.9, notou-se que os relâmpagos tanto de polaridade negativa como positiva
são mais intensos ao norte, onde predominam menores altitudes. Já ao sul
onde predominam maiores altitudes os relâmpagos são menos intensos,
conforme distribuição de altitude mostrada na Figura 4.2. Esse comportamento
também foi observado por Robertson et al. (1941) nos Estados Unidos ao
constatar que os valores de picos das correntes dos relâmpagos diminuem à
medida que a altitude aumenta. Portanto, a altitude também exerce influência
sobre a intensidade de corrente dos relâmpagos, talvez modulando o
comprimento dos canais dos líderes dos relâmpagos e a quantidade de
corrente por eles conduzidos. A influência da altitude causa efeitos mais
substanciais sobre os relâmpagos negativos, porque seus centros de cargas
são mais próximos da superfície, enquanto os centros de cargas positivos
127
estão situados vários quilômetros acima dos centros negativos de cargas. Esse
comportamento também aparece nos gráficos das Figuras 4.14 e 4.15, onde se
observou uma correlação entre a diminuição da intensidade dos relâmpagos
negativos e o aumento da altitude, porém esse efeito é pouco acentuado em
relação aos relâmpagos positivos.
Orville (1999) comenta que em altitudes mais elevadas, como nas Montanhas
Apalaches, as correntes médias dos relâmpagos negativos são menores, mas
em relação aos relâmpagos positivos não foi observado comportamento
semelhante. Huffines e Orville (2001) constataram nos Estados Unidos no
período 1995 a 1999, que os relâmpagos negativos são mais intensos no
sudeste com intensidades de corrente superiores a 27 kA, ao longo do Golfo e
costa do Atlântico, e os relâmpagos positivos são mais intensos ao norte com
valores acima de 40 kA, nas planícies e junto à cadeia de Montanhas
Rochosas. Explicam que os altos valores de corrente dos negativos parecem
estar associados com a altitude do relevo e os dos positivos com sistemas
convectivos de mesoescala e tempestades com super células.
Além da altitude, as condições meteorológicas de mesoescala exercem
influência sobre a intensidade de corrente dos relâmpagos, na medida em que
modulam a extensão vertical das nuvens. É possível que ao norte onde o clima
é predominantemente quente e seco, as nuvens possam apresentar extensões
verticais maiores, podendo armazenar quantidades de cargas maiores e gerar
relâmpagos mais intensos de ambas polaridades. Essas correntes elevadas
também podem estar associadas a maior escassez de gotas de água existente
dentro da nuvem, nesta região, necessárias para facilitar a ocorrência das
descargas internas à nuvem onde se originam os líderes escalonados (Ogawa
1995). Já ao sul, onde o clima é predominantemente quente e úmido, o oposto
pode ocorrer. Em suma, a distribuição geográfica dos relâmpagos mostra que
ao sul da região de estudo, ocorre maior atividade de relâmpagos com
intensidades de correntes menores, Figuras 4.3, 4.8 e 4.9, em contraste com o
128
norte onde a atividade de relâmpagos é menor com intensidades de correntes
maiores. A influência da altitude associada às condições meteorológicas e
climáticas sobre a quantidade e a intensidade de relâmpagos, também foram
percebidas por Diendorfer et al. (1998) e Shulz e Diendorfer (1999) na Áustria.
Curiosamente, as correntes negativas médias assumem uma faixa de valores
mais elevada, de 33 kA a 60 kA, em comparação com a dos positivos, de 26 kA
a 38 kA, quando, normalmente em média, as intensidades de correntes dos
relâmpagos positivos são ligeiramente mais intensas. Esse fato indica que o
desempenho do sistema utilizado na detecção dos dados deste trabalho era
mais limitado comparado com o atual, confundindo relâmpagos intra-nuvens
com relâmpagos positivos de baixa intensidade. Embora, excluídos deste
estudo os relâmpagos com correntes abaixo de 15 kA, a contaminação se
estende para correntes de aproximadamente até 30 kA. Dessa forma as
correntes médias dos relâmpagos positivos são influenciadas por valores de
correntes médias de relâmpagos intra-nuvens confundidos pelo sistema como
positivos de baixa intensidade. Neste estudo optou-se por excluir relâmpagos
até 15 kA e não até 20 kA com o propósito de manter um número de
relâmpagos adequado para uma análise estatística. Naccarato (2001), estudou
o desempenho do sistema de detecção atualmente melhorado, encontrando
valores de corrente média em torno de 37 kA para relâmpagos negativos e 50
kA para positivos. Portanto, o aspecto relacionado com a intensidade de
corrente parece ser uma conseqüência da maior contaminação dos relâmpagos
positivos pelos intra-nuvens.
Outro fato observado foi a ocorrência de uma grande concentração de
relâmpagos negativos ao sul, apresentando máxima concentração a sudeste,
onde a porcentagem de relâmpagos negativos é máxima e a porcentagem de
relâmpagos positivos é mínima. Esse aspecto relacionado à polaridade sugere
que a maior ou menor porcentagem dos relâmpagos seja influenciada tanto por
fatores de mesoescala como regionais, que interferem no processo de
129
distribuição de regiões estratiformes e na separação de cargas dentro das
nuvens, tais como: as condições meteorológicas de escala sinótica e o clima, a
altitude, as cidades, a poluição e até as queimadas. Essa região sudeste é
privilegiada porque reune vários fatores geográficos que contribuem para o
aumento da quantidade de relâmpagos. Contempla topografia e clima
favoráveis, condições meteorológicas de escala sinótica com máxima
convergência e influência dos efeitos das ilhas de calor formadas pelos centros
urbanos de Belo Horizonte e Contagem abordados mais adiante.
No caso das queimadas, estas podem provocar a formação de nuvens
monopolares ou talvez centros de cargas positivas próximos à base das
nuvens com quantidades maiores de cargas. As queimadas estão relacionadas
com o processo de ocupação de terras, a pastagem e a agricultura
predominantes na região sudoeste e nas cidades vizinhas, inclusive nas
regiões canavieiras ao norte de São Paulo e queimadas a oeste de Minas
Gerais. Iniciam-se no mês de maio e atingem um máximo em agosto sendo
fontes de partículas higroscópicas orgânicas, aerossóis, que atuam como
núcleos de condensação e alteram a microfísica das nuvens, agindo
diretamente nos processos de geração e de separação de cargas nas nuvens
de tempestade.
Normalmente os relâmpagos positivos ocorrem ao final das tempestades, por
ocasião da dissipação das nuvens e representam cerca de 10% da quantidade
total de relâmpagos e sua porcentagem diminui com o aumento do número
total de relâmpagos de acordo com a Figura 4.13. Já no inverno quando as
nuvens são mais baixas e ou mais inclinadas pela ação dos ventos o
percentual de relâmpagos positivos tende a ser um pouco maior. Lyons (1998)
estudou a influência das queimadas, ocorridas no Sul do México, sobre a
região Sul dos Estados Unidos no período de abril a junho e constatou o
registro do triplo de relâmpagos nuvem-solo positivos com picos de correntes
em dobro com relação à climatologia normal.
130
Os resultados da recente pesquisa de Fernandes (2001) mostram que a
porcentagem de relâmpagos positivos em setembro de 1988 foi o dobro da
porcentagem encontrada em 1999, na região sudeste do Brasil, em função do
aumento dos focos de queimadas na mesma ordem de magnitude ocorridas
principalmente durante o inverno.
A respeito do solo poucos trabalhos científicos foram publicados sobre as
características geográficas relacionadas com os aspectos do solo, exceto a
altitude, capazes de influenciar o comportamento dos relâmpagos. Kamra e
Ravichandran (1993) mostraram que a resistividade do solo exerce influência
sobre o campo elétrico atmosférico produzido pela nuvem de tempestade
próximo ao solo e influencia as descargas conectantes entre o solo e o líder
escalonado dos relâmpagos, que acompanham as inclinações dos vetores
campo elétrico. Portanto o tipo de solo mais condutor ou mais dielétrico afeta
os valores dos campos elétricos próximos ao solo, não interferindo no processo
de geração de cargas no interior da nuvem. Conforme Chauzy (1999), o efeito
diferenciado do solo sobre os valores dos campos elétricos próximos ao solo
influencia fortemente a descarga corona, que depende do valor do campo
elétrico no solo elevado ao quadrado e, portanto, poderia contribuir de forma
relevante para a formação do pequeno centro positivo de cargas próximo à
base da nuvem. Assim, tipos de solos com maior condutividade poderiam
influenciar um número maior de relâmpagos positivos procedentes do pequeno
centro positivo de cargas próximo à base da nuvem, embora evidência de tal
processo não tenha sido encontrada neste estudo.
Em relação ao estudo da influência do tipo de solo sobre os relâmpagos, os
resultados apesar de significativos sob o ponto de vista estatístico, quando
confrontados com outros aspectos, descaracterizaram a influência do tipo de
solo latossolo ferrífero sobre o número de relâmpagos negativos. Um deles é
relativo ao fato de existirem regiões com tipo de solo latossolo ferrífero,
apresentando número de relâmpagos negativos altos e baixos numa mesma
131
faixa de altitude, como nas regiões dentro dos centros urbanos 07144 e 08133,
e fora dos centros urbanos como nas regiões 08137 e 08138, apresentados na
Figura 4.48. Outro aspecto curioso é o fato de existirem várias regiões com
número de relâmpagos negativos bem elevados, onde não predominam solos
do tipo latossolo ferrífero, como nas regiões 07143 - 08121 - 08134 - 12001,
situadas sobre os centros urbanos de Contagem e Belo Horizonte, onde os
tipos de solos predominantes são respectivamente, podzólico vermelho
amarelo, podzólico vermelho amarelo, cambissolo e cambissolo, conforme
Figura 4.48. Além disso, das onze regiões onde predomina o tipo de solo
latossolo ferrífero, três delas que apresentam elevado número de relâmpagos
negativos, 07144 - 08122 - 08133, estão localizadas nos centros urbanos
industriais de Belo Horizonte e Contagem.
Em suma, as regiões de tipo de solo latossolo ferrífero são apenas onze,
localizadas numa área urbana, onde foi constatado um número elevado de
relâmpagos, não só nas regiões de solo latossolo ferrífero como também em
todas as outras regiões de outros tipos de solos. Nesse caso esse grande
número de relâmpagos negativos é causado pela influência das cidades e não
pelo tipo de solo. Outro aspecto importante observado é que as regiões de tipo
de solo latossolo ferrífero mais afastadas dos centros urbanos apresentaram
menor número de relâmpagos compatíveis com regiões de outros tipos de solo.
Essas observações além de descaracterizarem a influência do tipo de solo
latossolo ferrífero sobre o aumento expressivo do número de relâmpagos
negativos, levantaram a hipótese desse fato ser devido à influência dos centros
urbanos sobre os relâmpagos, uma vez que existem regiões com tipo de solo
latossolo ferrífero fora dos centros urbanos com baixo número médio de
relâmpagos negativos e regiões de outros tipos de solo situadas nos centros
urbanos com elevado número médio de relâmpagos negativos. As distribuições
geográficas dos relâmpagos negativos e positivos, apresentados nas Figuras
4.49 e 4.50, abrangem as mesmas regiões da Figura 4.48. Mostraram menor
132
número de relâmpagos para ambas polaridades ao norte dos centros urbanos,
seguindo a direção do vento, forte intensificação sobre os centros urbanos e ao
sul desses centros, seguindo a direção do vento, porém menos visível para a
polaridade positiva. Comportamento análogo foi visto por Orville et al. (2001),
no Texas, sobre a cidade de Houston e, recentemente, por Soriano e Pablo
(2002), em nove pequenas cidades da Espanha, com áreas inferiores a 25 km2
e populações abaixo de 334.000 habitantes, durante um período de três anos,
devido aos efeitos das ilhas de calor e da poluição urbanas.
Por outro lado, em relação à intensidade de corrente média dos relâmpagos de
ambas polaridades não houve nenhuma evidência de influência dos centros
urbanos sobre os relâmpagos, conforme Figuras 4.53 e 4.54.
Além disso, os resultados apresentados nas Figuras 4.51 e 4.52, mostraram
que a porcentagem dos relâmpagos negativos é maior sobre os centros
urbanos e ao sul dos centros urbanos, seguindo a direção do vento, ocorrendo
uma diminuição nos valores desse parâmetro ao norte, seguindo a direção do
vento, e nas regiões circunvizinhas mais afastadas desses centros urbanos.
Constatou-se, ainda, que as porcentagens dos relâmpagos de ambas
polaridades sofrem influência diferenciada dos centros urbanos, sendo a
porcentagem de relâmpagos positivos mínima onde a porcentagem de
relâmpagos negativos é máxima. O aumento da porcentagem de relâmpagos
negativos e diminuição da porcentagem de relâmpagos positivos nas regiões
internas aos limites desses centros urbanos indicaram uma forte influência dos
centros urbanos de Contagem e Belo Horizonte sobre os relâmpagos, devido
aos efeitos da formação de ilhas de calor próprios das grandes metrópoles e do
aumento da poluição nesses centros urbanos. Acredita-se que o aquecimento
local conhecido como ilha de calor seja causado pela destruição da vegetação
local em função do aumento da urbanização alterando as condições
atmosféricas e em particular a temperatura. Também pode ser relevante a
133
influência do aumento da poluição, observado nos centros urbanos, sobre a
polaridade dos relâmpagos.
Da mesma forma, Steiger e Orville (2002) também constataram uma
diminuição da porcentagem dos relâmpagos positivos sobre Houston, Texas.
Essa diminuição foi atribuída aos efeitos da ilha de calor na área urbana e da
poluição, principalmente industrial. Segundo os autores, a poluição causa o
aumento da concentração dos núcleos de condensação dentro da nuvem de
tempestade, que interferem na geração e na distribuição das cargas dentro da
nuvem e afetam a polaridade dos relâmpagos.
Outro estudo interessante realizado por Rosenfeld e Woodley (2001), revelou
que a presença de material particulado na atmosfera inibe o crescimento de
gotículas de água dentro das nuvens e causa a retenção de maior quantidade
de água líquida super-resfriada dentro da nuvem, que interfere no processo
inicial das descargas elétricas (Ogawa 1995) e no processo de geração e
separação de cargas dentro da nuvem.
Orville et al. (2001), no período de 1989 a 2000, constataram um aumento na
densidade de relâmpagos em áreas urbanas e industriais, tanto no verão como
no inverno, em Houston e Dallas no Texas e nas proximidades das refinarias
de Lake Charles em Louisiana, devido aos efeitos da formação de ilhas de
calor e da poluição. A urbanização forma ilhas de calor que causam o aumento
do fluxo do calor sensível das superfícies e do calor latente da atmosfera,
contribuindo para o aumento do número de nuvens de tempestade e dos níveis
de precipitação.
De acordo com Ackerman et al. (2000), os centros urbanos e industriais lançam
vários poluentes na atmosfera, aerossóis, que atuam como núcleos de
condensação na formação das nuvens e quando em alta concentração
interferem no mecanismo de separação de cargas dentro da nuvem podendo
134
aumentar a geração de cargas e a atividade de relâmpagos. O mecanismo de
separação de cargas dentro da nuvem de tempestade depende do tamanho, da
concentração e da natureza das partículas que interagem, além de parâmetros
ambientais como a temperatura, velocidade vertical das correntes convectivas
e quantidade de água líquida (Williams et al., 1991).
Westcott (1995), encontrou um aumento de 40% a 85% de relâmpagos sobre
e ao redor de várias cidades dos Estados Unidos, dentre as dezesseis cidades
pesquisadas durante os verões de 1989 a 1992.
Lombardo (1985) apresentou um estudo sobre a alteração climática na região
metropolitana de São Paulo associada à formação da ilha de calor. A ilha de
calor urbana corresponde a uma área na qual a temperatura da superfície é
mais elevada que as áreas circunvizinhas, devido a redução da evaporação, ao
aumento das áreas impermeabilizadas pela pavimentação de ruas e avenidas,
ao aumento da concentração de construções, às propriedades térmicas dos
edifícios e dos materiais utilizados nas pavimentações que apresentam grande
condutibilidade térmica. A geometria dos prédios funciona como obstáculo à
circulação do vento, alterando o seu fluxo natural e dificultando a dispersão do
calor e dos poluentes. Como o ar tende a circular em direção à parte mais
quente, as partículas de poluentes tendem a convergir para o centro das
cidades. A camada de poluentes influi na absorção e reemissão da radiação
solar ocasionando um excedente de temperatura, pois parte da radiação
absorvida pelos aerossóis é emitida para baixo aquecendo as camadas
inferiores. A poluição ao refletir parte da luz solar reduz a radiação direta que
atinge a superfície dificultando o escoamento e a dispersão do calor. A
radiação solar que entra na cidade é menor devido a grande quantidade de
aerossóis, porém, ocorre um aumento da radiação emitida pela cidade no
espectro de ondas longas, causada pelas temperaturas mais elevadas das
superfícies dos materiais de construção e pavimentação. Essas superfícies de
temperaturas mais elevadas aquecem grandes volumes de ar, provocando um
135
aumento na quantidade de precipitação nas áreas urbanas. Em resumo, o
fenômeno da ilha de calor é o resultado das modificações dos parâmetros da
superfície e da atmosfera pela urbanização.
Recentemente, Naccarato (2001) constatou um aumento na concentração de
relâmpagos em regiões densamente povoadas, como na grande São Paulo, na
grande Campinas e no Vale do Paraíba, mostrando que há uma possível
relação entre o aumento de relâmpagos e a alta densidade populacional, com
elevados índices de industrialização.
136
CAPÍTULO 6
CONCLUSÕES E SUGESTÕES
Diante dos resultados e discussões apresentadas, não há apenas um só fator
predominante sobre as características dos relâmpagos, mas um conjunto de
fatores geográficos que atuam simultaneamente cada um com sua parcela de
contribuição. De acordo com o local os relâmpagos podem ser mais fortemente
influenciados por fatores meteorológicos de escala sinótica e climática, pela
topografia local, pela presença de centros urbanos e da poluição, ou ainda por
outros fatores tais como queimadas.
As condições meteorológicas de escala sinótica induzem ao sul, em um clima
quente-úmido, condições favoráveis à formação de nuvens convectivas e ao
norte, em um clima quente-seco, condições desfavoráveis à formação de
nuvens convectivas. Portanto, as condições meteorológicas em escala sinótica
contribuem para que a atividade de relâmpagos seja menor ao norte e maior ao
sul da região de estudo.
Em conjunto com as condições meteorológicas e climáticas, a altitude exerce
influência na quantidade de nuvens, na quantidade e na intensidade dos
relâmpagos negativos, agindo como uma forçante dinâmica para a convecção
local e, talvez, agente modulador da quantidade de carga conduzida pelos
canais dos líderes dos relâmpagos. De modo geral, em altitudes elevadas, ao
sul, a quantidade de relâmpagos negativos é maior com intensidades de
correntes menores e em baixas altitudes, ao norte, a quantidade de
relâmpagos negativos é menor com intensidades de correntes maiores, com
exceção da região nordeste.
Em particular, na região sudeste ficou confirmada a influência dos centros
urbanos sobre os relâmpagos, percebida no aumento da quantidade de
137
relâmpagos negativos sobre as cidades de Belo Horizonte e Contagem e
regiões ao sul, seguindo a direção do vento, devido aos efeitos das ilhas de
calor causadas pelas cidades de Belo Horizonte e Contagem, que intensificam
as condições termodinâmicas da convecção e, talvez aos efeitos da poluição.
Também foi constatado o aumento da porcentagem de relâmpagos negativos e
a diminuição da porcentagem dos relâmpagos positivos sobre os centros
urbanos e regiões ao sul, seguindo a direção do vento, possivelmente, devido à
influência da poluição sobre a polaridade dos relâmpagos.
E finalmente, em relação ao solo não houve confirmação da influência do tipo
do solo sobre os parâmetros característicos dos relâmpagos, pois em torno dos
centros urbanos, onde predomina a maior parte de solos do tipo Latossolo
Ferrífero, todos os tipos de solos apresentaram grande número de relâmpagos
não devido à influência do solo, mas a um conjunto de fatores geográficos.
Em suma, é notável que a geografia exerce forte influência sobre fenômenos
naturais como os relâmpagos, devido a grande diversidade das características
geográficas, porém é evidente que a atuação do homem sobre o meio
ambiente também pode afetar o equilíbrio natural do planeta, modificando a
sua climatologia e aumentando os riscos de vida para os seres vivos.
Este trabalho científico apresenta limitações de estudo comparativo da
influência da altitude sobre os relâmpagos, entre regiões que apresentam baixa
altitude média e picos elevados de altitude com regiões de mesma altitude
média baixa e planas. Para fazer tal estudo as dimensões das regiões devem
ser da ordem de 1 km x 1 km para abranger o pico de elevação. Dessa forma
estaríamos trabalhando dentro da imprecisão do sistema de detecção das
antenas, que é de 0,5 a 1 km, não havendo certeza na localização das
descargas nas regiões em estudo. Além disso, cada uma das 1728 regiões de
9 km x 9 km teriam de ser subdivididas em 81 partes iguais, sendo necessários
81 x 8 anos de dados para manter a mesma confiabilidade dos resultados. As
138
dimensões das regiões em estudo foram limitadas ao máximo para evitar que
fatores externos afetem os dados. Além disso, como comentado em capítulos
anteriores, os dados utilizados neste trabalho não foram corrigidos de acordo
com a eficiência do sistema de detecção, e a contaminação dos dados por
relâmpagos intra-nuvem, que embora reduzida, não foi totalmente eliminada
para não comprometer o estudo estatístico, permanecendo uma contaminação
residual. Apesar das limitações os resultados estão coerentes com outras
publicações, exceto no caso dos valores das correntes.
Como a proposta do trabalho foi investigar as influências geográficas sobre os
relâmpagos, foi necessário dividir a região de estudo em 1728 pequenas
regiões de 9 km x 9 km e estabelecer um período de oito anos de dados de
relâmpagos, para que cada uma dessas pequenas regiões apresentasse uma
quantidade razoável de relâmpagos, que permitisse uma análise estatística
confiável dos resultados. Somente na fase final do trabalho foi possível
perceber a importância de sugerir um estudo temporal dos dados mais
discretizado, através de uma análise anual, sazonal, mensal e até diária para
alguns eventos de maior relevância, com o objetivo de identificar e quantificar
melhor a influência dos fatores geográficos predominantes sobre os
relâmpagos. No futuro seria interessante fazer um estudo comparativo anual,
sazonal, mensal e diário das influências geográficas sobre os relâmpagos,
principalmente com as ocorrências das queimadas e das condições
meteorológicas ao longo de período entre 1988 e 1996. Um trabalho futuro
comparando as condições meteorológicas com os meses e dias de maior
atividade de relâmpagos poderia indicar melhor a conexão existente entre as
condições meteorológicos e a atividade de relâmpagos.
Um estudo da extensão vertical das nuvens em função das características
geográficas seria importante para estimar a altura dos centros de cargas e a
capacidade de cargas das nuvens, com o intuito de estabelecer uma relação
desses parâmetros com a intensidade de corrente dos relâmpagos.
139
Seria interessante também, um estudo dos produtos da queima de
combustíveis usados nos centros urbanos e industriais, além dos poluentes
provenientes das queimadas nas zonas rurais, para auxiliar a pesquisa da
interferência dos mesmos na microfísica da nuvem durante os processos de
separação de cargas. É possível que poluentes de origens diferentes, com
temperaturas, velocidades verticais, polarização, e outras propriedades
peculiares possam exercer efeitos distintos sobre a geração de cargas dentro
da nuvem, interferindo na quantidade, na polaridade e na intensidade de
relâmpagos. Seria interessante ainda, em relação aos centros urbanos, um
estudo da formação das ilhas de calor com detalhes da circulação dos ventos e
dos perfis de temperaturas.
140
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