Tempestades Severas

TEMPESTADES SEVERAS
MARIA EUGENIA BARUZZI FREDIANI
1. Nuvens de Tempestade
Cumulonimbus, ou nuvem de tempestade, é uma nuvem convectiva que produz
chuva e relâmpagos. Geralmente produz granizos, fortes frentes de rajada, tornados, e
precipitação severa. Muitas regiões da Terra dependem quase totalmente das nuvens
cumulonimbus para precipitação. Elas também apresentam um papel importante no ciclo
energético e na circulação global da atmosfera pelo seu eficiente transporte de umidade e
calor sensível e latente nas porções superiores da troposfera e inferiores da estratosfera.
Elas também afetam o saldo radiativo da troposfera. Além disso, influenciam a qualidade
do ar e a química de precipitação.
Como definido por Byers & Braham (1949) e Browing (1977), a unidade básica de
um Cumulonimbus é a ‘célula’ . Normalmente vista no radar como um volume de intensa
precipitação ou máximo de refletividade, a célula também pode ser descrita como a região
de correntes ascendentes relativamente fortes.
Os Cumulonimbus comuns em tempestades se destacam pelo ciclo de vida bem
definido que duram de 45 min à 1 hora. Byers & Braham (1949) identificaram três estágios
de evolução: a fase Cumulus, a fase madura e a fase de dissipação.
Durante a fase Cumulus, ou fase
Neste estágio, pode haver formação de
inicial,
as
correntes
ascendentes
precipitação na parte superior da nuvem.
caracterizam o sistema. Composto de uma
ou mais nuvens do tipo congestus
(towering cumulus), podem vir a se
fundir umas com as outras ou se expandir
em um sistema maior. São alimentadas
por convergência de vapor na camada
limite numa região onde ar quente e
úmido convergem em superfície. Apesar
de prevalecerem as correntes ascendentes,
correntes descendentes próximas ao topo
e à base frontal da nuvem podem ocorrer.
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Figura 1: Estágio Cumulus
A fusão de vários elementos num
sistema convectivo caracteriza a transição
para o estágio maduro. O processo de
fusão está associado com o encontro de
correntes descendentes induzidas por
frentes de rajadas da adjacência das
nuvens. Além do mais, o começo da
precipitação na camada inferior da nuvem
também é característica da transição dos
estágios. A precipitação ocorre uma vez
que a nuvem passa além do nível de
congelamento. Após um certo período, a
acumulação de precipitação na nuvem é
muito grande para a corrente de ar
ascendente suportar.
Figura 2: Estágio maduro
A precipitação caindo causa um arrastamento no ar, iniciando uma corrente de ar
descendente. A criação da corrente de ar descendente é ajudada pelo influxo do ar frio e
seco rodeando a nuvem, um processo chamado entranhamento. Este processo intensifica a
corrente de ar descendente, porque o ar acumulado é frio e seco e sendo assim, mais
pesado.
Até o encontro com a superfície, as correntes descendentes se espalham
horizontalmente onde podem erguer o ar quente e úmido para junto do sistema. Na
interface entre a corrente descendente fria e densa, e o ar quente e úmido forma-se a frente
de rajada. Os ventos em superfície da frente de rajada são ameaçadores, e mudam
rapidamente de direção e velocidade. O ar quente e úmido erguido pela frente de rajada
fornece o combustível para a manutenção das correntes ascendentes. Até o encontro com a
estabilidade da tropopausa, as correntes ascendentes se espalham lateralmente emitindo
cristais de gelo e outras partículas horizontalmente formando a bigorna. Em alguns casos
essa corrente é tão forte que penetra a estratosfera criando um domo de nuvem
(overshottings). As correntes ascendentes freqüentemente formam uma fina camada de
nuvem acima da nuvem, chamada pileus. A presença de pileus é uma evidencia de fortes
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correntes ascendentes. Precipitação muito intensa e localizada também é característica deste
estagio.
O abaixamento da pressão nos níveis médios como resultado do aquecimento pela
liberação de calor latente e o fluxo de ar divergente resulta numa força de gradiente de
pressão direcionada para cima que ajuda a sugar ar quente e úmido erguido pela frente de
rajada até a altura do nível de convecção livre. Então a tempestade se torna uma máquina
eficiente onde o aquecimento no alto e o resfriamento nos baixos níveis sustentam o vigor
do ciclo convectivo.
A velocidade de propagação da frente de rajada aumenta à medida que a
profundidade do fluxo de ar de saída aumenta e a temperatura do mesmo diminui. O
sistema ótimo é aquele em que a velocidade da frente de rajada é próxima à velocidade da
tempestade em si.
Uma vez que a frente de rajada se
distancia do sistema, o ar erguido não
entra mais na corrente ascendente,
deixando de alimentar o sistema,
formando apenas Cumulus de tempo bom
adiante. Este é o começo do estágio de
dissipação, que é caracterizado por
correntes descendentes nas porções
inferiores. As correntes ascendentes
enfraquecem mas podem continuar
existindo principalmente na metade
superior da nuvem. Há entranhamento
lateral e turbulência, a intensidade da
chuva diminui, remanescendo chuva leve
Figura 3: Estágio de dissipação
de caráter estratiforme.
2. Tempestades segundo suas classificações
Segundo McNulty (1995), o National Weather Service (NWS) dos Estados Unidos
define tempestade severa como aquelas que têm ocorrência de tornados, ventos acima de 26
m/s (50kt) ou mais, danos associados à rajadas e/ou granizos de 1,9 cm de diâmetro ou
mais.
Existem muitas tentativas de classificar tempestades, Browning (1977) usa o termo
ordinárias (simples) para se referir à tempestades que não completam o ciclo de três
estágios no período de 45-60 min e que o estágio maduro dura apenas 15-30 min. Fazendo
assim, distinção deste tipo com um tipo mais vigoroso de convecção normalmente chamado
‘Supercélula’.
2.1 Supercélulas
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Tempestades em forma de
Supercélulas, segundo Weisman &
Klemp (1986) são o tipo de tempestade
potencialmente mais destruidor dentre
todos. Supercélulas podem produzir
fortíssimos
ventos,
“downbursts”,
“microbursts”, e tornados de longa
duração. As correntes ascendentes e
descendentes coexistem em um estado
quase estável por períodos de 30 min ou
mais.
Figura 4: Esquema de uma Supercélula
Este tipo de tempestade está associada com um forte giro do vetor cisalhamento do vento
com a altura nos primeiros 4km acima da superfície e pode originar-se com o redesenvolvimento
de células ordinárias (simples) iniciais. Ao observar uma Supercélula pelo radar pode-se
perceber uma região vazia, chamada ‘bounded weak-echo region’ ou (BWER), onde as correntes
ascendentes são tão fortes que não há tempo suficiente de formar precipitação detectável no
radar.
A maioria das tempestades severas
são supercélulas. Destacam-se pela sua
persistência, 2 à 6 horas, em um sistema
de uma única célula. As correntes
ascendentes podem exceder 40m/s,
capazes de sustentar pedras de gelo do
tamanho de um grapefruit.
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Figura 5: Corte vertical de uma
Supercélula
2.2 Multicélulas
Um outro tipo de tempestade
severa é a chamada Multicélula,
tipicamente composta de duas à quatro
células que podem encontrar-se em
diferentes estágios de evolução. Alguns
estudos se referem aos cumulus congestus
periféricos como nuvem-alimento, pois se
deslocam em direção ao sistema de
tempestade e se fundem com a célula
mãe.
Outros, como Browning (1977), se referem à esta linha de cumulus como ‘células
filhas’, sendo que essas novas células não se fundem com as células mães, mas crescem
rapidamente para serem o novo centro da tempestade. As células novas se formam
tipicamente em intervalos de 5-10 min e apresentam tempo de vida característicos de 20-30
min. Também apresentam regiões fraco sinal detectável pelo radar (weak-echo region WER), porém não são tão bem delimitadas como as BWERs das Supercélulas.
A maioria das precipitações de granizo são geradas em tempestades de várias
células, cada uma com um ciclo de vida de 45 à 60 min. O sistema de tempestade, pode ter
tempo de vida de várias horas. Sistemas multicélulas, onde as correntes ascendentes
atingem 25 à 35 m/s, produzem pedras de gelo do tamanho de uma bola de golfe. Elas
ocorrem onde há instabilidade atmosférica e onde há intenso cisalhamento vertical.
Figura 6: Esquema de uma Multicélula
Há divergências quanto ao critério de distinção entre Supercélulas e Multicélulas.
Pode-se levar em consideração a aparência visual das células filhas, ou alegar que a
Supercélula é nada mais que uma Multicélula onde as células filhas estão agregadas à
nuvem, ou mesmo que Multicélulas podem se desenvolver em Supercélulas. Além do mais,
existe uma continua faixa de tipos de tempestades, que vai desde às multicélulas menos
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organizadas, ás mais organizadas, e às Supercélulas mais firmes. Vasiloff et al. (1986)
propõe uma relação onde a distancia L entre células com corrente ascendente deve ser
muito menor que o diâmetro da corrente D para ser classificada como Supercélula. Já
Weisman & Klemp (1984) propõem uma classificação baseada na pressão de baixos níveis,
nos gradientes verticais de pressão que intensificam as correntes ascendentes, grau de
correlação entre a corrente ascendente e a vorticidade vertical, e características de
propagação. Eles também afirmam que forte cisalhamento nos primeiros 6 km ou uma certa
faixa do numero de Richardson, que relaciona o empuxo com a diferença entre o vento dos
baixos e médios níveis, é uma condição necessária para a formação de uma supercélula.
3. Física da Tempestade
A Tempestade é primeiramente sustentada pelo empuxo proveniente das correntes
ascendentes. À medida que calor latente é liberado com a condensação do vapor, há
formação gotículas, que congelam quando super-resfriadas ocorrendo deposição de vapor
nos cristais de gelo. O empuxo é determinado pela diferença de temperatura da corrente
ascendente e do ambiente multiplicado pela aceleração da gravidade, é uma medida local da
aceleração da corrente ascendente, e é regulado pela estabilidade do ambiente e da
turbulência entre a corrente ascendente e o meio seco.
A magnitude real da força da corrente ascendente é determinada pela integral do
empuxo que a corrente sofre à medida que sobe da base da nuvem até uma determinada
altura na atmosfera. O empuxo integrado na atmosfera é chamado Energia Potencial
Convectiva Disponível (Convective available potencial energy) ou CAPE. No geral, quanto
maior é o CAPE, maior é a força das correntes ascendentes da tempestade.
 T  TA 
dz
g P
NCC
T
A


CAPE  
NEN
Onde,
NEN: Nível de Empuxo Neutro (próximo à tropopausa)
NCC: Nível de Condensação Convectiva
Tp: Temperatura da parcela
Ta: Temperatura do ambiente
g: aceleração da gravidade
O índice CAPE fornece uma medida da máxima energia cinética possível que uma
parcela estaticamente instável pode adquirir, assumindo que a parcela ascende sem mistura
com o ambiente e se ajusta instantaneamente à pressão do ambiente.
Apesar de tempestades de granizo se desenvolvem em ambientes com alto CAPE, a
probabilidade de formação de granizo, ou tamanho dos granizos, não é somente
determinada pelo CAPE da atmosfera. Outros fatores ambientais também são importantes
na formação de uma tempestade e na característica da estrutura do fluxo do sistema. Por
exemplo, conforme uma corrente ascendente atravessa a atmosfera, ela carrega consigo o
momentum horizontal que é caracterizado pelos ventos no nível de origem da corrente. À
medida que a corrente ascende, ela encontra ar com diferentes momentos horizontais (i.e.
diferentes velocidades e direção do vento). A variação vertical na velocidade e direção do
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vento horizontal é chamada cisalhamento. A interação da corrente ascendente com os
diferentes níveis de momentum horizontal provoca uma inclinação na vertical da corrente e
cria anomalias de pressão que podem acelerar o ar. As complicadas interações das correntes
ascendentes e descendentes com o cisalhamento do vento horizontal podem mudar
radicalmente a estrutura de uma tempestade. Por exemplo, tempestades comuns se
desenvolvem numa atmosfera contendo uma quantidade moderada de CAPE e fraca a
moderada de cisalhamento vertical.
A presença de instabilidade condicional/convectiva é essencial para formação de um
Cumulonimbus. No entanto a instabilidade da parcela não é suficiente para definir uma
tempestade. Segundo Silva Dias, M.A.F. (1987) as tempestades mais severas em termos de
produção de ventanias e granizo ocorrem em condições de grande cisalhamento vertical do
vento. Quando o cisalhamento do vento é forte, a tempestade é mais intensa, organizada e
persistente. O cisalhamento vertical do vento provoca uma inclinação da corrente
ascendente, e a precipitação pode então ocorrer no ar claro debaixo da corrente ascendente,
especialmente na média troposfera dando origem às correntes descendentes. Se o
Cumulonimbus se mover com uma velocidade que está entre a velocidade do vento nos
níveis baixos, médios e altos, as correntes verticais serão então alimentadas por correntes
de ar potencialmente quente nos baixos níveis, e potencialmente frio nos níveis médios e
altos.
Z
Vt
Figura 7: Inclinação da corrente ascendente provocado pelo cisalhamento
Uma característica observacional é que o vetor velocidade da tempestade tende a
estar orientado para a esquerda do vetor cisalhamento do vento no Hemisfério Sul
Quanto maior é a umidade em baixos níveis, mais rápido e intenso é o
desenvolvimento de tempestades. Segundo Menezes (1997) simulações numéricas de
tempestades mostram que em situações em que há cisalhamento unidirecional (o vetor
cisalhamento não gira com a altura) a tendência é de desenvolvimento de Multicélulas sem
região preferencial em relação à célula convectiva inicial. Quando existe giro considerável
do vetor cisalhamento com a altura (~90º) existe uma tendência ao favorecimento de
redesenvolver convecção preferencialmente em um determinado flanco da tempestade
inicial. O flanco favorecido depende do sentido do giro do vetor cisalhamento do vento
(não confundir com giro do vetor vento). Para giro horário o flanco favorecido é o direito, e
para giro anti-horário, o flanco favorecido é o esquerdo.
Em situação de cisalhamento unidirecional as tempestades devem, em teoria, se
desenvolver em caráter multicelular, podendo se organizar em forma de linhas de
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instabilidade, por exemplo, já em situação de cisalhamento girando com a altura, as
tempestades devem ter, em teoria, um caráter mais isolado e com Supercélulas vigorosas.
4. Raios e Relâmpagos
Como em qualquer descarga
elétrica, os Raios são resultado do
desenvolvimento de intensos centros de
cargas na nuvem, que eventualmente
alcançam excedem a capacidade de
isolamento elétrico do ar, resultando na
dissipação dos centros de carga.
Até o presente momento existem duas correntes que tentam explicar a distribuição de
cargas em tempestades: Hipótese de carregamento por convecção e Carregamento por
processos de precipitação.Ambas hipóteses baseiam-se em um modelo simples de dipolo,
aonde existem regiões distintas de carga positiva e negativa em uma nuvem.
4.1 Teoria de carregamento por convecção
De acordo com a Teoria de carregamento por convecção, a eletrificação de tempo bom
estabelece uma concentração de íons positivos próximo à superfície da Terra. As correntes
ascendentes da nuvem convectiva varrem esses íons carregando a nuvem positivamente.
Conforme a nuvem penetra em altos níveis, ela encontra ar onde as condições de
mobilidade dos íons livres aumentam com a altura. Acima de 6km, a radiação cósmica
produz alta concentração de íons livres. A nuvem carregada positivamente atrai íons
negativos que penetram na nuvem e aderem às gotículas e cristais de gelo, formando um
envoltório de cargas negativas nas regiões limites da nuvem. As correntes descendentes na
fronteira da nuvem transportam as partículas carregadas negativamente para baixo,
resultando numa estrutura de dipolo. As partículas negativas aumentam o campo elétrico
próximo ao solo causando pontos de descarga e produzindo um feedback positivo para a
eletrificação da nuvem.
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Figura 8: Modelo dipolo de distribuição de cargas em tempestades pela hipótese de
convecção
4.2 Teoria de carregamento por precipitação
A hipótese de precipitação assume que em tempestades as gotas de chuva, granizo e
graupel, com tamanhos da ordem de milímetros a centímetros, precipitam devido à
gravidade e caem sobre o ar com gotículas de água e cristais de gelo em suspensão. Desta
forma, a colisão e coalescência entre partículas precipitantes grandes e pequenas promovem
a transferência de cargas negativas para as partículas precipitantes, e por conservação de
cargas, cargas positivas são transferidas para as gotículas de água e cristais de gelo
suspensos no ar. Logo, se as partículas que precipitam tornam-se carregadas negativamente,
a parte de baixo da nuvem acumulará cargas negativas e a parte superior ficará carregada
positivamente. Sendo que esta configuração é conhecida como “dipolo positivo”, ou seja, a
parte superior da nuvem é carregada positivamente e a base negativamente.
Figura 9: Modelo dipolo de distribuição de cargas em tempestades pela hipótese de
precipitação
O modelo atual de tempestades consiste de uma configuração Tripolo, a qual pode ser
entendida pela figura 10.
Durante o estágio de maturação de uma tempestade, a região principal de cargas
negativas está a uma altura de 6 kilometros e temperaturas ~ -15oC. Sua espessura é de
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somente de algumas centenas de metros. A parte superior está carregada positivamente e
geralmente excede a tropopausa, ~ 13 km. Sob o topo desta nuvem existe uma camada fina
de cargas negativas, que pode ter origem de raios cósmicos os quais ionizaram as moléculas
de ar. Na parte inferior da nuvem, existe uma segunda região de cargas positivas, menor
que a primeira.
No estágio de amadurecimento das tempestades, as correntes ascendentes dominam,
enquanto que no estágio de dissipação as correntes descendentes dominam. No estágio de
dissipação (Fig. 16 - direita), a parte mais baixa da nuvem, que está carregada
positivamente, precipita para fora as cargas positivas dentro das correntes descendentes
fortes.
Figura 10: Modelo de carga tripolo para uma tempestade durante estágio de maturação (esquerdo)
e dissipação (direito).
4.3 Características Típicas da estrutura de cargas em tempestades:
1. As cargas negativas usualmente se concentram na parte inferior das tempestades.
Tipicamente em temperaturas maiores que -25oC e às vezes maiores que -10oC;
2. As cargas positivas estão situadas tipicamente acima da região de cargas negativas.
Evidências experimentais suportam que se concentram na região superior das tempestades e
na bigorna;
3. Diferentes polaridades de carga podem existir ao longo de uma região;
4. Perfis verticais do campo elétrico vertical (Ez) indicam mais de 3 regiões de cargas
(modelo tripolo);
5. Camadas de blindagem geralmente existem nas bordas da nuvem, em especial no
topo das nuvens;
6. A maioria dos íons pequenos que são inseridos na parte baixa das tempestades é
produzida por pontos de descarga, ex: arvores, grama, antenas e etc;
7. Em geral, as gotas de chuva transportam cargas positivas para baixo da nuvem. As
cargas de chuva próximas da superfície são afetadas significativamente pelos íons
produzidos pelos pontos de descarga.
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Depois que as cargas são separadas (~1 milhão de volts por metro), uma descarga
elétrica é iniciada, visando neutralizar as cargas que foram separadas.
Quando o Raio ocorre entre nuvens, ele apresenta duas terminações, uma que atinge
regiões negativas e outra que atinge regiões positivas da nuvem. No caso do Raio ocorrer
entre nuvem e solo, o ramo negativo se torna o Raio Líder, que leva corrente negativa em
direção ao solo em intervalos intermitentes. Conforme o Raio Líder se aproxima do solo
(~100m), uma descarga de retorno é iniciada, levando uma corrente positiva (~10kA) para
cima, produzindo o clarão que pode ser visto a olho nu. A descarga elétrica é composta, na
verdade, de vários Raios viajando nas duas direções. A região aquecida pode atingir
temperaturas de 30 000 K, associada à expansão explosiva de gases cria uma onda de
choque que após um certo período produz um som conhecido como trovão.
5. Gelo
Tempestades de granizo geralmente ocorrem em ambientes com instabilidade
convectiva. Nestes ambientes as tempestades desenvolvem significante empuxo positivo, as
correntes ascendentes são capazes de suspender pedras de gelo caindo à velocidades de 15
– 25m/s. As tempestades de granizo se desenvolvem na presença de forte cisalhamento,
favorecendo a formação de Supercélulas.
A altura do nível de derretimento é importante para determinar o tamanho dos
granizos que chegarão à superfície. Observações indicam que a freqüência de granizo é
maior em latitudes mais altas.
O crescimento de gelo se dá inicialmente pela coleção de gotículas super-resfriadas
e gotas de chuva. Em temperaturas mais frias que 0ºC muitas gotículas não congelam e
podem permanecer liquidas a temperaturas mais frias que -40ºC. Dessas gotículas algumas
congelam, possivelmente pela aglutinação com um aerossol que serve de núcleo de
congelamento. Se as gotículas congeladas são pequenas, ela crescerá primeiro por
deposição de vapor, formando flocos de neve. Após algum tempo (5-10 min), os cristais de
gelo se tornam grandes o suficiente para fixar pequenas gotículas, que congelam
imediatamente após o impacto com a partícula de gelo. Se existirem gotículas suficientes
ou o conteúdo de água liquida da nuvem for alto, as partículas de gelo podem coletar
gotículas suficientes tal que a forma original do cristal crescido por deposição de vapor se
perde, gerando uma partícula de graupel de vários milímetros de diâmetro. A densidade
inicial do graupel é baixa, pois as gotículas congeladas na superfície do cristal de gelo são
fracamente compactadas. À medida que o graupel cresce, ele cai mais rápido, varrendo uma
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secção maior, aumentando o crescimento por coleção de gotículas super-resfriadas, que
podem não mais congelar com o impacto, preenchendo os vão entre as gotículas que
congelaram. O tamanho final da pedra de gelo é determinado pela quantidade de água
super-resfriada na nuvem e pelo tempo em que a pedra de gelo pode permanecer na região
de alto conteúdo de água liquida da nuvem, que depende da corrente ascendente e da
velocidade e queda da pedra de gelo. Se a corrente ascendente é forte (35-40 m/s) e a
velocidade de queda da partícula é baixa (1-2 m/s), a partícula é rapidamente transportada
para a bigorna da nuvem antes de aproveitar do conteúdo de água liquida da região.
A circunstancia ideal para o crescimento de gelo é aquela em que a partícula atinge
um certo tamanho de forma que a sua velocidade de queda é suficiente para equilibrar com
a corrente ascendente, podendo então coletar gotículas de nuvem numa taxa alta. As
maiores pedras de gelo que atingem a superfície são aquelas que penetram em uma forte
corrente descendente, permanecendo pouco tempo abaixo do nível de 0ºC, causando menor
derretimento.
6. Referências
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Holton, J. R. An introduction to Dynamic Meteorology. Academic Press; 1992.
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http://www.brasgreco.com/weather/
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