DESCARGAS À TERRA EM SISTEMAS DE MESOESCALA. PARTE 2. VARIAÇÃO DA
INTENSIDADE DA TEMPESTADE VS.POLARIDADE DAS DESCARGAS
Sanjar Abdoulaev, Valdo da Marques, Francisca M. A Pinheiro, Eduardo Martinez & Olga Lenskaia,
Sistema de Meteorologia do Estado do Rio de Janeiro,
Universidade Estadual do Norte Fluminense
ABSTRACT
The time series of Electric Activity (EA-number of flashes for 5 minutes) and polarity of cloud-to- ground
flashes is studied in respect to evolution of mesoscale system . The time series of EA have 1-3 hours mesoscale
oscillations correspond on new ensemble development. As was expected, predominantly negative activity is
observed: about of 70-80% of CG flashes with Daily Mean Current (DMC) of 25-35 kA and mean maximum of
115 kA. Positive discharges can dominate sometimes with elevated values of DMC of 40-50 kA and mean
maximum of 195 kA. The probability curve depicts that of extreme positive currents >150 kA is two times more
than the negative one. In major part of systems, frequency maximum of positives and negatives flashes are
separated in time. With some security, can be said that both the frequency of positive CG activity is highest around
1 hour the period of maximal activity of system. The relative frequency positive activity and values of currents are
highest in latest period of system's life /or in local minimum when total EA is diminished. The observation that
positive CG occurred on places early occupied by negative activity lead to explanation that dissipating
convection/stratiform precipitation generated main part of +CG. Some mesoscale convective lines have only
negative activity and some line were bipolar during some part of life.
1. INTRODUÇÃO
A descarga à terra (CG) é um processo complexo, envolvendo interrupção elétrica inicial, líder em
degraus, choque de retorno, lideres auxiliares e secundários e etc., que inicia na parte inferior das nuvens
eletrificadas. Nenhuma hipótese atual sobre mecanismos microfisicos na produção e separação das cargas nas
nuvens, polaridade e intensidade das descargas conseqüentes é suficiente para explicação deste fenômeno (vide
Mason,1971; discussão foi aquecida recentemente devido aos novos dados experimentais de laboratório e naturais).
Seguindo os objetivos do uso da CG na previsão de curtíssimo prazo descritos por Abdoulaev et al., 2000
(doravante P1), neste trabalho são apresentados:
1.Revisão das observações da eletrificação das nuvens, mostrando que a intensidade e polaridade das descargas à
terra são determinadas pelas características dinâmicas do sistema de mesoescala (SM), e.g. tipo, estágio de vida da
tempestade, valores de cisalhamento vertical e horizontal do vento, presença da RE e etc.
2. Analise da distribuição espacial e temporal das descargas positivas e negativas, avaliando como a variação
temporal da intensidade e polaridade das CG reflete o tipo e estágio de vida do SM.
2.ELECTRIFICAÇÃO DAS NUVENS
Em quase todos gêneros básicos de nuvens a Atividade Elétrica (AE) pode ser caracterizada pela
componente vertical Ez da intensidade do campo direcionado normalmente à superfície equipotencial (i.é positiva
em direção à Terra) usualmente medida em Voltt por metro. Nos Cu congestus, Ns e principalmente Cb podem
ocorrer fortes gradientes horizontais do potencial elétrico de 105 V/m, e devem levar em consideração as
componentes horizontais de Ex , Ey. Se apresentar a seqüência de nuvens pelo acréscimo da AE em termos do valor
médio da intensidade absoluta |Ez |, será: St, Sc, Cu, Ac, As, Ns, Cu cong e Cb (Mazin e Khargian,1989).
Baseando nas observações durante a penetração dos aviões especializados nas nuvens da camada baixa (St,
Sc, Ns), media (As) e alta (Cs) foi (vide Matveev,1984) demonstrado que nuvens podem ser com uma única carga
(nuvens unicargas) ou com 2 ou mais camadas carregadas oposta. As nuvens unicargas são geralmente positivas
(e.g. 67% na região do Leningrado ). As St, Sc e As são unicargas ou bicargas, que em 72% tem parte inferior
negativa e superior positiva. As Cs geralmente são também de carga dupla e tripla, e as nuvens de precipitação
estratiforme Ns podem ter até 4 camadas com cargas opostas. O perfil vertical da Ez nas nuvens Ns (Fig.1) de fase
misturada (cristais de neve, e gotas de precipitações) observadas nas latitudes medias de 600 à 400 S, reflete três
observações principais na Ns que são: 1) AE geralmente cresce das latitudes altas para baixas; 2) zona da Ez
1800
máxima observa-se entre 0°e -10°C, e 3) abaixo da nuvem freqüentemente observam se cargas positivas associadas
às partículas de precipitação.
Mesmo como nas Ns bicamadas, em Cb (Fig. 2), acima de -10 -200 C encontra-se camada com carga
positiva básica de largura de 2-4 km ou mais. A carga negativa básica concentra-se em camada relativamente fina
de 1-1.5 km entre -10...-200 C ou pouco abaixo. Abaixo de altura de 00 C nos Cb, como no Ns, ocasionalmente
observa-se a terceira camada de carga positiva de largura 0.5 - 1 km.
É importante notar que as nuvens onde predominam processos de formação de precipitação na troposfera
quente são pouco eletrificadas (vide e.g. Petersen, et. al.,1993 que observaram que a eletrificação das nuvens
TOGA-COARE Tropical Ocean Global Atmosphere - Coupled Atmosphere Response Experiment depende
fortemente da extensão vertical do centroide da refletividade Z>25 dBZ para a camada de temperaturas negativas).
3. DESCARGA ÀTERRA: POLARIDADE VS. DINÂMICA DAS NUVENS
A maioria das descargas à terra são negativas (i.é. procedentes da região com carga negativa) por causa
que 75% das nuvens convectivas bicamadas Cu, Cu cong e Cb e 70 % bicamadas estratiformes Sc e Ns tem a
parte inferior acima da altura 00 C com a carga negativa (Matveev,1984) e na parte superior de nuvem a carga
positiva. As descargas à terra negativas (-CG) em geral são mais numerosos em todas as regiões provando a
validade do modelo na fig.2a, e, mas descargas positivas podem prevalecer em certas condições. Orville et al.
(1987) acharam que no Litoral do Atlântico Norte entre os Estados da Carolina do Norte e Maine, no verão, do total
observado somente 5% de descargas CG, tem polaridade positiva. Enquanto, no inverno, a quantidade dos +CG
aumenta em quase 50 % do total das descargas. Em Oklahoma (de 34o `a 370 N com diversidade de climas
Montanhas Rochosas ao norte e a Baia do México ao sul ) MacGorman et al. (1993a) determinaram que 45% das
+CG ocorrem na primavera e 24% no outono. A maior parte das +CG (63%) ocorrem também na primavera,
alcançando 12% das descargas total nesta estação. Porém, o máximo relativo das +CG é de 45%, de todas as
descargas mensais, que ocorrem em fevereiro.
O cisalhamento vertical do vento associado com profundos ciclones provavelmente, por exemplo, é a causa
provável do percentual de alta descargas positivas , citada acima, observada no final do inverno e no início da
primavera em vários locais do Hemisfério Norte. A nuvem Cb no inverno é de altura baixa mas conserva sua
polaridade com carga negativa abaixo da positiva, na mesma forma como ocorre no verão (Fig. 2),. Entretanto a
ocorrência das descargas positivas pode ser maior devido à deformação da nuvem pelo vento forte no nível do topo
das nuvens. O vento desloca horizontalmente a camada com carga positiva sobre camada inferior negativa. A
camada com carga positiva que localiza-se a sotavento da região precipitante, agora não é "sombreada" pela
camada com carga negativa, e esta parte da nuvem produz descargas à terra positivas. Da mesma maneira a fonte
das descargas positivas podem estar na bigorna dos Cb composta por cristais.
Observações demonstraram que o tipo da tempestade e precipitação, determina a quantidade e polaridade
dos raios. Reap e MacGorman, 1989, relataram, por exemplo, que climatologicamente a alta densidade da +CG
correlaciona com tempo severo e granizo, em particular. MacGorman et al. (1993b) examinando as polaridade das
descargas e tempo severo em 25 Sistemas Convectivos de Mesoescala (SCM) observaram que todas as tempestades
(o tipo da tempestade foi determinada dos dados do radar) com alta freqüência das +CG produziram granizo, e nas
1801
instantes quando as -CG dominavam a intensidade de granizo diminua-se. A predominância das +CG (tempestade
"positiva") foi observada em supercélulas clássicas e de baixa precipitação, enquanto nas supercélulas de alta
eficiência da precipitação as +CG são poucas. A maioria das tempestades "positivas" produziram tornados. Os
tornados, geralmente, apareceram depois do máximo das +CG quando os raios positivos estão em declínio. As
tempestades positivas deste tipo (embora não foram determinado o tipo da tempestade, e escalas foram maior a
dimensão típica da tempestade de 20 km) podem ser dominantes no sudeste do Brasil durante o verão (Pinto et al.,
1997).
A determinação das escalas de tempestade baseada nos dados de radar é importante, pois além das +CG
oriundas dos Cb severos locais de escala de 30 km, as +CG de baixa amplitude são observadas durante a dissipação
dos Cb no sistemas de mesoescala maiores (MacGorman et.al, 1993b) No estágio maduro à dissipação das Linhas
de Convecção Severa (LCS) com forte propagação normal, as regiões de precipitação estratiforme (RE) pósconvectiva ocupam áreas ∼100 km e alem da forte taxa de descargas negativas na LCS observam se elevados
valores das correntes positivas na RE. Rutledge e MacGorman (1988), comparando as imagens de radar e de
posições relativas das descargas na LCS acompanhada por RE, acharam que a maior parte das descargas negativas
ocorre na fina linha de convecção, intensificando durante o máximo de precipitação convectiva que corresponde
aos estágios inicias do sistema. As descargas positivas, cuja freqüência tem correlação com precipitações
estratiformes acumuladas na área, confinam- se geralmente na RE atrás da convecção. Foi proposto que a carga
positiva associada com pequenos cristais de gelo injetados no níveis altos, com temperaturas entre -25o e -400 C,
por células convectivas é advectada com vento relativo à LCS. A análise do complexo convectivo de mesoescala
Kane, 1993, mostrou que a convecção Z>46 dBZ mais intensa ocorreu 1 hora antes do máximo da taxa das CG, e
RE alcançou seu máximo imediatamente após o máximo da freqüência das CG.
Vários mecanismos, então, foram propostos para explicação da variação da polaridade e intensidade de
raios durante transição dos Cb maduros/dissipando. Observando com o radar a dissipação das tempestades
estacionárias na Florida, Williams and Boccippio (1993) estudaram as oscilações do campo elétrico, verificando
1802
que os quatro (4) mecanismos que levam para nuvem Ns restante carregada positivamente, e um (1) para ter a
carga total negativa. Dois destes mecanismos prevêem a possibilidade da oscilação da polaridade durante a
evolução Cb/Ns.
A validade do modelo de eletrificação bipolar (Fig.2) para descrição do Cb particular, depende da
intensidade e estágio do Cb, entre outros fatores. Rust et al. (1993), por exemplo, observaram os Cb com fracos
movimentos ascendentes (<5 m/s) tem de 4 à 12 camadas de cargas opostas, enquanto nas nuvens com forte
corrente ascendente a estrutura conserva-se bipolar. Stolzenburg, et al.(1993) estudando eletrificação da RE com
forte jato na retaguarda, acharam quatro principais camadas de carga na RE: carga negativa foi observada perto da
base visual da nuvem; a carga positiva, com densidade alta, foi encontrada perto da Banda Brilhante (BB nível de
fusão de neve); carga negativa, superdensa, encontra-se entre as alturas de 5 a 6 km; carga positiva não densa,
encontra- se entre as camadas de 2 a 3 km e de 6 a 10 km. Shuur and Rutledge (1993) acharam de 3 a 5 camadas
de cargas nas RE em duas LCS e variação de cargas principais próximo altura BB. Importante notar que a
retaguarda da RE nestas alturas observou-se carga positiva.
4. ATIVIDADE ELÉTRICA: CASO DEMONSTRATIVO
Usando series temporais de ocorrência de raios (P1), pode ser construídos os gráficos da Atividade
Elétrica (AE) do sistema. Na Fig. 3a é mostrada a evolução da AE (número das descargas à terra num intervalo de
5 min entre 00 à 24 UTC no dia 27/07/99). Da fig. 3 pode-se observar que AE (AE foi alta em torno de 100-150
descargas em 5 min durante à noite do dia 26/07/99 e toda a madrugada do dia 27/07/9) aumenta até máximo
principal da intensidade às 8 UTC (5 horas local). A partir deste horário a AE declina-se. Além do comportamento
geral podemos ver, ainda as oscilações quase periódicas com período τ cerca de 2,5-3 horas. Estas oscilações
geralmente seguem ao aparecimento cíclico das novas aglomerações da escala β em torno de 100 km (Abdoulaev,
1995) num cluster de escala 300 km. Como exemplo o máximo da AE às 8 horas corresponde ao desenvolvimento
máximo da aglomeração que apareceu 3 horas atrás na norte do Estado do Rio Grande do Sul e dissipou no litoral
às 10 horas UTC.
Baseando na analise de Campos Acumulados de Descargas (CAD) dos sistemas frontais, tais como na Fig.
3f, foi observado que nas latitudes inferiores a 32ºS, no território do Brasil, a parte significativa das correntes pode
ser registrada. Por exemplo, na Fig.3f, pode ser visto que a partir da linha 30ºS o valor de pico da corrente e da
polaridade (positiva ou negativa) na maioria das correntes foram determinadas. Por isso, em 9 dos 10 casos, além
do estudo das oscilações e tendências da AE total, foram examinadas a evolução temporal da quantidade das
descargas positivas (+CG) e negativas (-CG), AE positiva e AE negativa, respetivamente (Fig. 3c). As oscilações
da AE negativa, refletindo sua associação com células convectivas, enquanto as descargas positivas + CG
aparentemente tem oscilações mais suaves. A quantidade das +CG, em 2 à 4 vezes menor que quantidade das –CG.
Em 2 horas seguidas depois do máximo a porcentagem relativa das +CG aumenta até ser igual a das -CG, e AE
positiva domina em certos intervalos de evolução do sistema. Estes intervalos são importantes pois medias e
máximas das +CG geralmente são maiores do que as das –CG (Fig.3 d). A aumento das +CG corresponde a
instantes de diminuição das alturas da nebulosidade ocorrida entre 10 e 13 UTC (vide P1, Fig. 5) .Ou seja AE
positiva é associada com a dissipação dos Cb. Apesar da AE e nebulosidade diminuindo depois de 13 horas,
alguns nuvens convectivas encontram-se nas imagens de satélite as pequenas oscilações da AE negativa continuam,
e no período entre 18-21 UTC forma-se uma linha de tempestades severas com a relação +GG/-CG <20%.
5. DISTRIBUIÇÃO DAS CORRENTES DE PICO.
Da Tab. 1 (Fig.4) podemos ver que na media só 26%(média ponderada é 38%) os valores das correntes
foram registradas, e em 7 casos a quantidade das CG negativas é maior. As 70%-80% das descargas com corrente
registrada são negativas. Observa-se (Tab.1, coluna 4) em 5 casos os picos da corrente das descargas Positivas
médias durante Dia (PD) supere as das negativas (ND) por 7 à 13 kA. Equilibrando isso em 4 dias ND>PD, mas
não mais por 0,5 à 5,2 kA Corrente media da ND de 29 à 35 constitui só 70% da PD de 40 à 50 kA. Em geral o
valor da ND diminui quando a quantidade das descargas aumenta, os maiores valores da ND de 44 à 69 kA
observam em 3 casos (2,8,10) com dominação das descargas positivas. Entretanto é difícil dizer se este aumento é
regra geral para todo o sistema de mesoescala durante toda evolução, pois nestes casos só foram determinados de 4
à 30% das correntes das descargas.
Importante observar que as distribuições individuais das corrente observadas, num caso particular, em forte
grau assimétricos com relativamente rápido crescimento e queda de freqüência lenta ("rabo" vide Fig. 4a). Em caso
geral, o valor médio das correntes, positivas e negativas, não pertence a Classe da Corrente de Maior Freqüência
1803
(na Tab. 1, coluna 5, valor médio da CCMF ±5 kA ) e em 13/18 está na classe da corrente superior. As variações
na forma de distribuições individuais desaparecem na distribuição percentual feita na amostra total (Fig.4b).
Comparando as distribuições separadamente das descargas positivas e negativas podemos concluir que a das -CG
tem o pico mais agudo concentrando (65.7 %) nas correntes menores de 30 kA, os +CG tem forma e só 42.1% tem
corrente menor de 30KA. Uma parte significativa (menor) de 18% (5%) das corrente +CG(-CG) são maiores de 70
kA. Dentro de uma classe não numerosa (de 78 descargas no total), mas de alta importância, das descargas
extremas >150 kA as correntes positivas prevalecem em 2 vezes sobre a quantidade das negativas (Tab.1 coluna 6).
Os valores na coluna 7, mostram que na média o máximo da CG negativa (115 kA) é 1,7 vezes menor do que o
máximo da corrente das CG positivas registradas durante o dia (195 kA).
+1
A forma visual que adquirem as distribuições é da distribuição Gama G(+1)=
x e-x dx. Usando
0
2
3
4
os primeiros 4 momentos da distribuição x, x x x , foram obtidos coeficientes de para CG positivos
=0,406÷0,508 =0,0405÷0,042, e negativos =0,41÷0,74, =0,061÷0,069. Estimativa do valor mais provável
do pico da corrente na descarga negativa é de 7 à 11 kA, e o da positiva é de 10-12 kA. Desprezando as correntes
inferiores à 10 kA e maiores de 150 kA, em razão da não confiança nos dados (não se sabe o valor limiar dos
sensores, é relativamente pequena a amostra para se fazer conclusões sobre correntes extremas), a distribuição
segue quase perfeitamente uma linha em coordenadas Log./linear (Fig. 4c). As funções exponenciais (Fig.4d)
construídas pelo método dos mínimos quadrados ajustam a distribuição das correntes com coeficientes de
correlação maior do que 0,98, demonstrando mais uma vez a tendência de -CG concentrar-se no intervalo das
correntes menores de 30 kA e as +CG nas correntes maiores.
1804
Em geral, observações das altas correntes positivas no sistema frontais entrando na RS estão de acordo com
outras observações, e.g. Roohr e Vonder Haar (1994) observaram a frontogenese rápida ocorrido 15 de Novembro
de 1989 na parte central do EU de 18 à 20% das descargas foram positivas. Geralmente a quantidade das descargas
positivas aumentou com a intensidade do sistema. As correntes das descargas positivas geralmente são da ordem de
100-150 kA e, superavam as negativas (20-50 kA).
6. ATIVIDADE ELÉTRICA POSITIVA E NEGATIVA.
a) tendências temporais e oscilações periódicas
Devido aos valores de pico das correntes positivas (como também correntes medias) são geralmente
maiores, é importante prever quando e onde os raios positivos vão ocorrer. Neste parágrafo nos analisamos como as
características da AE refletem a ocorrência dos raios positivos fortes. Da tabela 2, é mostrado as características
das AE, podemos ver que geralmente os valores máximos absolutos do pico da corrente e os máximos da corrente
média em 5 min (Tab.2, coluna 3-4) ocorrem em diferentes instantes (o tempo em minutos UTC é marcado com/T)
Ou seja máximo absoluto não significa que corrente media na instante é grande. Comparando o tempo de pico e
tempos dos máximo da AE total (CG sem registro de corrente mais +CG, e -CG) e AE positiva e negativa (colunas
3-7) podemos ver que nos casos 2-5 os máximos absolutos ocorreram em intervalo de 1 próximo ao máximo da AE
(coluna 8).
Considerando que as oscilações da atividade convectiva, cerca de 1hora, nos introduzimos o Índice de
coincidência Horária, IH, somando numero instantes na colunas 5-7 coincidentes ±1 hora com coluna 3(0nenhuma coluna 5, 6, ou 7 é coincidente com a coluna 3, valor significa 2 uma coincidência, 3 dois colunas
coincidentes com instante de pico maximo, e 4 todas 3 colunas coincidentes). O segundo valor é soma da
coincidências entre variáveis nas colunas 5-7 entre si. Podemos ver que IH, em 3 dos 9 casos, o primeiro valor é 0.
Uma das razões para explicação dos valores principais menores é que mais de 80% da AE nos casos 6-10 foi sem
registro de corrente, e possivelmente, os valores máximos da corrente ocorrer nestes instantes. Por outro lado, o
exame detalhado da AE no caso 230399 (linha de instabilidade tropical com 100% de registro da corrente)
demonstrou que o valor máximo de pico positivo é de 254 kA durante o dia foi associado com outra sistema de
mesoescala noturna do dia 22/03/99, dissipando 20 horas antes do surgimento do sistema principal. Este sistema
produziu várias descargas de 220-240 kA, e 40 minutos depois do máximo da AE. Considerando este pico o IH, n
é elevado de 0 para 4.
A comparação (IH) só com os valores máximos da AE oscilando com períodos de 1 e 3 horas em todos os
dias, dá somente uma noção, de que a descarga mais violenta em torno 70% ocorre próximo ao pico da AE.
Entretanto as vezes os máximos da AE conseqüentes, três em três horas, quase iguais, como também as descargas
intensas ocorrem também em outros instantes. Para estimar quando ocorrem as descargas máximas em
aglomerações da escala β maior que produzem oscilações quase periódicos com os períodos de 3 horas nos
introduzimos o Índice da Seqüência de 5 descargas (IS5 em Tab.2 coluna 9) que é a seqüência de 5 descargas
positivas e negativas maiores ocorridas durante o dia. Se elas ocorreram no Período de Diminuição da AE (PD) ou
em Período de mínimo da AE foram colocados em primeira parte e se ocorreram durante Crescimento (PC) ou
máximo da AE foram colocadas na segunda parte do IS5. Índice +++-/- significa que foram 3 descargas três
descargas positivas +++ e uma negativa - durante Diminuição (IS5D) ou mínimo da AE e uma durante Crescimento
(IS5C) ou máximo da AE. Da Tabela 2 podemos ver, por exemplo, que em 5 casos a IS5D= 5 ou seja todas 5
1805
descargas mais desastrosas foram durante a diminuição da atividade e 84% foram positivas. Em outros casos
IS5D=3 ou 4, quanto maior a quantidade de raios violentos de (70% em média) foram durante a diminuição da AE
e, dentro delas os 83% foram positivos. No total durante PD foram observadas 87% das descargas positivas
extremas e no total (PC+PD) também 85% foram positivas, durante a PC a maior parte (67%) foram raios
negativos.
b) dominação
Considerando que os picos da AE total ocorrem próximo ao instante do volume máximo de precipitação e
1-2 horas depois da convecção mais severa (Rutledge e McGorman, 1988, Kane,1993 MacGorman et al., 1993a) e
observação que a porcentagem de +CG relativa aumenta com o aumento da amplitude da corrente em os resultados
do parágrafo anterior ( IS5D>IS5C), embora preliminares, levam para afirmação que a dominação geral dos raios
positivos tende de ocorrer nos estágios mais avançados da vida do sistema de mesoescala. Em 3/5 dos casos
quando as descargas negativas dominaram na amostra , entretanto existiram os intervalos de inversão da polaridade
e as positivas (P) dominaram durante Diminuição da AE (D) ou sem mudança significativa (=) da AE fraca (coluna
10). Mesmo quando a inversão da polaridade dominante negativa foi Ausente (A) o aumento da percentagem
significativa das +CG ocorreu durante a diminuição geral ou local da AE, entre ciclos de 3 horas (coluna 11).
Os intervalos de inversão da polaridade para negativa (N) foi observado em três casos quando os raios
positivos dominaram a amostra das correntes registradas, nos estágios de Crescimento ( C ) ou mais próximo ao
máximo da AE (MAX). Observando que os 2 casos (090699 e 300799) foram classificadas como estratiforme SN e
de convecção transitória L2 (vide fig.6 da P1) para sistema linear estratiforme SL, junto que o sistema severa N1L1 estava dissipando a partir de 15 UTC durante maior parte do tempo quando os +CG começaram aumentar
intensidade até 10-15 raios/5 min, podemos assim pressupor que o aumento da percentagem relativa das +CG, junto
com aumento dos valores máximos do pico da corrente em sistemas de mesoescala observados ocorre depois da
fase mais severa do sistema durante transformação da maior parte da convecção para precipitações pós-convectivas
estratiformes.
c) tendências da AE visualizadas nos CAD
A mais expressiva justificativa que os raios positivos, em sua maioria, ocorrem nos estágios mais
avançados de vida do sistema da escala meso-β-α, logo após o máximo das descargas negativas são Campos
Acumulados de Descargas bi-colores, tais com na dia 27/07/99 (Fig.3d), onde são acumuladas descargas positivas
(vermelho) e negativas (azul). Desta Figura podemos ver parte significativa ocupada por vermelho enquanto as –
CG, exceto uma linha no norte, confinam-se à noroeste da área ocupada +CG. Lembrando que neste caso as
negativas foram mais 70% dos raios, com corrente registrada, foram negativas esta desproporção significa que os
1806
raios positivos sobre mesmas área onde antes
foram os raios negativos. Esta “diminuição”
desproporcional da área foi observada em todas 5
casos quando as descargas negativas foram
dominantes (e.g. na Fig.5a). O “deslocamento”
dos raios negativos para W-NW foram observados
em todos casos, exceto um (Fig.5e). Em alguns
casos durante dominação das –CG entretanto
observam linhas inteiras somente com descargas
negativas da escala β maior 100 km (e.g. β nas
Fig. 5 a , b) e “aparecimento” da região negativa
também ao sul da região positiva durante
dominação geral das –CG (Fig. 5c). Marcando os
casos quando o “deslocamento” das negativas foi
obvio com 1 e com ½, os casos (Fig.6) quando os
positivos e negativos foram parcialmente
misturados entre si percebemos que em 72 % o
“deslocamento” dos negativos para NW-W na
imagens CAD final. Da mesma maneira, em 50%
porcentos dos casos tais como no caso 30/07/99
(Fig. 5c, vide P1 também) foram observados a transformação da polaridade negativa para positiva (linhas
bipolares) . Em 60% dos casos, tais como na Fig. 5 a, b foram observados desenvolvimento das linhas com
descargas negativas e desaparecimento sem a presença significativa dos raios positivos.
8. CONCLUSÃO
Neste trabalho preliminar baseado nas observações da atividade das descargas à terra em 10 dias de inverno de
1999 foi demonstrado que:
• embora predominância geral dos raios negativos na amostra (70%) os valores máximos da corrente de pico das
descargas positivas são duas vezes maiores do que aquelas das negativas.
• a atividade elétrica (AE) dos sistemas da escala α tem oscilações da escala β de 1 e 3 horas
• a porcentagem relativa das descargas positivas em relação as das negativas, e principalmente os valores da
corrente aumenta quando AE diminui.
• há possibilidade da metodologia operacional de análise das séries temporais para previsão da ocorrência das
mais violentas descargas à terra, baseando no “conhecimento meteorológico ” (Brownning,1989) das escalas
convectivas envolvidos no processo
• na maioria dos casos os raios positivos sobrepõem as áreas anteriormente ocupados por raios negativos. O
“aumento” das áreas positivas e linhas bipolares observadas pode ser explicado pelo fato de que a maioria dos
raios positivos ocorrem em zonas de transformação das nuvens convectivas em estratiformes. É uma possível
explicação para o “deslocamento dos raios negativos para W-NW” e a transformação da polaridade será
apresentada na Parte 3 (Abdoulaev et al.,2000).
9.AGRADECIMENTOS
Este trabalho foi desenvolvido com apoio decisivo do CNPq (processo 301738/95-5) e FAPERJ. Os
autores agradecem aos colegas de FURNAS e SIMERJ pelo apoio e concessão dos dados.
10 -REFERÊNCIAS BIBLIOGRÁFICAS
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ABDOULAEV, S., & LENSKAIA, 2000 Descargas à terra em sistemas de mesoescala. Parte 3 .
Monitoramento das tempestades. Submetido ao XI Congresso Brasileiro de Meteorologia
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