Capítulo 8 - Sistemas de Trovoadas

8 – SISTEMAS DE TROVOADAS
O trovão é o som que resulta da rápida e violenta expansão do ar quando ele é
aquecido intensamente a temperaturas de 10,000 ºC ou mais em um canal de apenas
alguns centímetros de largura, ao longo do caminho do relâmpago. O relâmpago é uma
faísca enorme causada pela descarga de eletricidade estática que pode ocorrer entre uma
nuvem e o solo, entre duas nuvens, ou mais raramente de uma parte da nuvem para
outra. Há um atraso de aproximadamente três segundos para cada quilômetro de
distância que separa o observador e o relâmpago original, pois a velocidade da luz é de
3x105km/seg, enquanto que a velocidade do som é somente de 3,3x10-1km/seg. Assim,
o relâmpago é visto quase imediatamente, enquanto que o som viaja a aproximadamente
um terço de quilômetro por segundo. O efeito estrondoso típico do trovão é causado
pela diferença no tempo que o som de diferentes partes do relâmpago leva para chegar
ao ouvido do observador, combinado com efeitos de eco.
Estima-se que ocorram cerca de dezesseis milhões de tempestades com trovões
(ou trovoadas) sobre a Terra a cada ano, e a qualquer hora é provável que cerca de 2000
delas estejam ocorrendo em partes diferentes da Terra. No entanto, sua distribuição não
é proporcional; poucas são registradas além dos 60º de latitude (em direção aos polos),
enquanto que, no geral, os números tendem a crescer em direção ao Equador. Sua
quantidade é reduzida localmente sobre áreas oceânicas frias e onde fatores dinâmicos
influenciam a estabilidade da atmosfera – muito poucas ocorrem no ar subsidente dos
anticiclones subtropicais, por exemplo. Kampala, em Uganda, tem uma média de 242
dias com trovoadas por ano, uma das maiores médias do planeta.
As condições que favorecem o desenvolvimento de trovoadas são basicamente
as mesmas que favorecem o crescimento de nuvens cumulonimbus vigorosas:
(1) Uma camada profunda e instável, ou potencialmente instável, preferivelmente do
solo até a tropopausa;
(2) Grande disponibilidade de vapor de água, especialmente próximo ao solo, onde a
maior parte do ar das nuvens se origina; e
(3) Ventos fortes na alta troposfera (no nível do escoamento de saída da tempestade).
Além disso, dois fatores são necessários para a geração de carga elétrica dentro
da tempestade; parte da nuvem deve estar situada na faixa de temperatura entre -20º e 40ºC, de forma que isso possibilite a formação de grandes quantidades de cristais ou
grãos de gelo; e deve haver pouco cisalhamento vertical do vento na nuvem, de forma
que uma coluna convectiva profunda com um eixo vertical possa se desenvolver.
O gatilho necessário para iniciar a convecção profunda pode ser de muitos tipos
diferentes, operando sozinho ou juntamente com outros:
(1) O aquecimento em baixos níveis sobre o continente ou oceano produz células
ascendentes de ar quente, úmido e instável. Isto tem uma variabilidade diurna e sazonal
marcante, com a maior frequência e intensidade nos dias de verão à tarde.
(2) A ascensão de ar sobre colinas ou montanhas pode desencadear instabilidade
condicional.
(3) Convergência de ar devido a causas térmicas ou dinâmicas pode resultar em
convecção intensa (onde duas brisas do mar convergem das costas oeste e leste da
Flórida, por exemplo, ou dentro dos aglomerados de nuvens que formam a Zona de
Convergência Intertropical nos trópicos).
(4) Ascensão frontal, onde o ar à frente de uma frente fria ativa é particularmente
instável, pode ocasionar o desenvolvimento de trovoadas ao longo da linha da frente
(especialmente importante no desenvolvimento de linhas de instabilidade).
As trovoadas são sistemas atmosféricos locais (de mesoescala), onde as
condições ambientais locais influenciam os padrões de temperatura e escoamento de ar
em escalas de até dezenas de quilômetros; elas normalmente são muito pequenas e
localizadas para serem mostradas em mapas de tempo de escala sinótica.
É importante ter conhecimento da estrutura das trovoadas e as condições de
tempo associadas a elas, porque elas são componentes importantes de muitos outros
sistemas atmosféricos, incluindo ciclones tropicais, a Zona de Convergência
Intertropical, e frentes frias ativas. As trovoadas normalmente são classificadas de
acordo com sua organização, tamanho e intensidade.
AS TEMSPESTADES DE MASSA DE AR
Tesmpestades de massa de ar se desenvolvem como resultado de aquecimento
superficial dentro de massas de ar quentes, úmidas e instáveis, onde nuvens
cumulunimbus individuais crescem até atingirem proporções de tempestades. A maior
parte do conhecimento inicial da estrutura e dinâmica destas nuvens foi adquirida por
observações detalhadas realizadas ao nível do solo e em aeronaves no “Thunderstorm
Project” (Projeto Trovoada), um estudo extenso e detalhado realizado na Flórida em
1946 e sudoeste de Ohio em 1947. Usando dados de um grande número de estudos de
caso, foi desenvolvido o modelo clássico da evolução de uma trovoada de massa de ar.
Foi demonstrado que uma tempestade tem um padrão característico de evolução, e que
ela consiste numa aglomeração de células. Estas células de tempestades tem um ou
alguns quilômetros de largura e contém vigorosas ‘chaminés’ de ar ascendente e
descendente. O tempo de vida típico de uma célula individual é de trinta minutos a uma
hora, embora uma tempestade grande, que é um aglomerado de células que continuam a
se desenvolver, pode persistir por até doze horas.
O ciclo de vida de uma célula de tempestade pode ser resumido em três estágios.
Eles estão ilustrados nas fotografias em sequência na página 62; a circulação dentro da
célula é mostrada na figura 8.1.
Estágio de cumulus
Neste estágio inicial, a nuvem cumulus é formada pela ascensão sucessiva de bolhas de
ar quente que se originam de uma superfície aquecida de uma célula de cerca de 1-5 km
de diâmetro e um topo de cerca de 6 km de altura. Como pode ser visto na figura 8.1a,
correntes ascendentes prevalecem em toda a célula; tipicamente, elas tem uma
velocidade vertical de cerca de 10 m/seg, aumentando para um máximo de 60 m/seg no
topo da nuvem onde a aceleração é máxima. Fora da nuvem, prevalece subsidência
lenta. As temperaturas dentro da nuvem são mais altas do que as externas (devido à
instabilidade), e este efeito é incrementado pela liberação de calor latente de
condensação nas correntes ascendentes. Neste estágio, não ocorre precipitação nem
trovoadas, pois mesmo que a chuva ou a neve se desenvolvam, os movimentos
ascendentes são tão vigorosos que elas ficam em suspensão na atmosfera.
Estágio Maduro
A célula de tempestade alcança seu estado maduro assim que a chuva começa a cair.
Como pode ser visto na Fig. 8.1b, tanto as correntes ascendentes quanto as descendentes
ocorrem simultaneamente na metade inferior da célula. As correntes descendentes são
induzidas pelo efeito de resfriamento e atrito por fricção das partículas de precipitação
(frequentemente congeladas) que caem através da célula; mas uma vez iniciadas, podem
continuar a ocorrer sem serem induzidas pela fricção. As correntes ascendentes
alcançam sua velocidade máxima na parte central e superior da célula, alcançando, por
vezes, velocidades de 320 km/h; elas podem ser a principal causa de instabilidade
dentro da nuvem e são muito perigosas para o tráfego aéreo. As temperaturas no interior
das correntes ascendentes instáveis são normalmente mais altas do que as do exterior da
nuvem (incrementadas pela liberação de calor latente de condensação), enquanto que as
temperaturas das correntes descendentes são mais baixas do que as de fora (o ar seco
que entra de fora da nuvem para as correntes descendentes dentro da nuvem causa
evaporação de parte da precipitação, e o resfriamento resultante reforça o seu empuxo
negativo). Contrastes horizontais de temperatura de 4-5ºC dentro da nuvem aumentam a
velocidade das correntes ascendentes.
As correntes descendentes frias alcançam a superfície como uma rajada de vento frio
logo antes do início de precipitação intensa; há uma queda acentuada na temperatura
acompanhada por ventos turbulentos (frequentemente vistos antes do início de uma
tempestade, quando se observa poeira sendo carregada pelo vento e galhos de árvore
balançando no vento forte e turbulento), e um escurecimento no céu (devido à grande
profundidade da nuvem que obscurece o céu). As rajadas ocorrem devido ao ar frio que
subside ao nível do solo e se espalha lateralmente na forma de uma cunha de ar frio e
denso, cortando o ar quente adjacente na superfície.
Figura 8.1 Estágios de desenvolvimento de uma célula de tempestade de massa de ar.
Os topos destas nuvens de tempestade em desenvolvimento frequentemente alcançam o
nível da tropopausa (12 km ou mais) e algumas vezes devido ao grande empuxo das
correntes ascendentes, elas podem adentrar brevemente a estratosfera. A nuvem neste
nível de altitude é composta por cristais de gelo e flocos de neve e adquire a forma
característica de ‘bigorna’ de nuvens cirrus de altos níveis que se projetam na direção do
vento; isto ocorre devido ao vento forte presente nestas altitudes que distorcem o topo
da nuvem. A bigorna – a principal região de escoamento de saída da nuvem – adquire
uma aparência fibrosa e tênue devido à sua composição por cristais de gelo e pode se
estender na direção do vento em até 10 km.
Durante este estágio maduro de desenvolvimento, tudo se desenvolve em sua máxima
intensidade: a atividade dos relâmpagos alcança seu clímax, a turbulência dentro da
nuvem devido às correntes ascendentes e descendentes alcança seu máximo, e a chuva
mais intensa, eventualmente granizo, precipita da nuvem.
Estágio de dissipação
Durante o estágio de dissipação, o topo da nuvem em bigorna adquire seu maior
desenvolvimento, mas em baixos níveis, o fornecimento de ar quente e úmido se esgota
(isso pode ser influenciado pelo resfriamento das correntes descendentes e a
precipitação associada). As correntes ascendentes finalmente cessam, e toda a parte
inferior da célula apresenta suaves correntes descendentes com movimento vertical
desprezível em altos níveis. As correntes descendentes, por sua vez, se tornam mais
fracas conforme o volume de água que as alimenta é removido. O ar da nuvem
lentamente retorna para a temperatura da atmosfera no entorno e a nuvem gradualmente
se dissipa.
Estima-se que somente 20% do vapor de água condensado nas correntes ascendentes
alcançam o solo como precipitação, o resto acaba evaporando nas correntes
descendentes ou permanece na nuvem que se dissipa e consequentemente evapora.
Desta forma, se uma tempestade típica neste estágio produz cerca de 6 mm de
precipitação na forma de chuva e granizo sobre uma área de 64 km2, isso representa
uma massa total de cerca de 400.000 toneladas de água que circularam dentro do
sistema de nuvens. O calor latente de condensação liberado nesses processos é enorme,
representando uma quantidade de energia equivalente à liberada na explosão de doze
bombas atômicas do tamanho das que foram lançadas em Hiroshima.
Granizo
Quando a circulação das tempestades é particularmente intensa, pedras de granizo
podem ser produzidas pela nuvem. Elas são pedaços de gelo quase esféricos,
transparentes ou parcialmente opacos,vujo diâmetro varia de 5 mm (partículas menores
são chamadas de “grãos de gelo”) a 10 cm ou mais. A maior pedra de granizo já
registrada caiu em Coffeyville, Kansas, EUA, em 3 de setembro de 1970. Ela pesava
758 gramas e media 190 mm de diâmetro e 444 mm de circunferência. A pedra de
granizo mais pesada a cair na Grã-Bretanha ocorreu em Horsham em Sussex, em 5 de
setembro de 1958, pesando 142 gramas; 50 acres de macieiras foram destruídos pela
tempestade de granizo e pequenos buracos ficaram nos gramados, marcando onde as
pedras de granizo haviam caído e derretido.
Uma visão sequencial da evolução de uma célula de tempestade. (a) até (c) mostram
uma célula madura se desenvolvendo ao fundo e produzindo uma nuvem em forma de
bigorna, com uma nova célula se desenvolvendo do estágio de cumulus para o estágio
maduro logo à frente. É raro se observar nuvens se desenvolverem assim num ambiente
sem outras nuvens. Gentilmente cedidas por Carol Unkenholz e Prof. R. S. Scorer.
Se uma pedra de granizo desta natureza fosse dissecada e examinada à luz polarizada
para demonstrar sua estrutura interna, seria visto que ela consiste de diversas camadas
concêntricas, de forma similar a cebolas, compostas de gelo claro e opaco em volta de
um núcleo central, que é frequentemente um grão de gelo (veja a foto na pág. 64). O
granizo se forma em regiões de correntes ascendentes violentas e altas concentrações de
gotículas de água super-resfriadas (em temperaturas abaixo do ponto de congelamento)
dentro de nuvens cumulonimbus. A estrutura interna,de camadas, da pedra de granizo, é
principalmente controlada pelo tempo que ela passou em diferentes áreas da nuvem,
cada uma com proporções diferentes de cristais de gelo e gotículas de água superresfriadas. Uma pedra de granizo é comumente carregada por uma corrente ascendente
forte e suspensa no ar contra a força da gravidade, enquanto que gotas mais leves serão
conduzidas mais rapidamente pelas correntes ascendentes. Assim, em poucos segundos,
ocorrerão muitas colisões entre as gotas em movimento. Quando a pedra de granizo está
em um ambiente com alto teor de água líquida, a água se acumula no núcleo com
velocidade maior do que ela congela, e uma camada úmida se forma, que dá origem a
uma camada mais clara de gelo quando ela finalmente congela. Quando a pedra de
granizo cai através de um ar com gotas menores ou em menor número, elas podem
congelar imediatamente após o impacto, prendendo bolhas de ar e produzindo o gelo
opaco. Dentro de uma tempestade severa, as pedras de granizo podem ser carregadas
diversas vezes por sucessivas correntes ascendentes e descendentes, e recicladas várias
vezes através de grandes mudanças de temperatura, o que resulta em sua estrutura em
forma de camadas e seu tamanho. A probabilidade de granizo em uma tempestade
aumenta tanto com a intensidade quanto com a extensão vertical da mesma.
Relâmpago
Uma das características mais impressionantes de uma tempestade com trovões são os
relâmpagos; eles são responsável por cerca de 150 mortes por ano no mundo e também
danos a propriedades e florestas. O relâmpago é essencialmente uma descarga breve,
mas concentrada, de eletricidade, de cerca de 20 coulombs, envolvendo uma diferença
potencial de 108 a 109 volts. Embora Benjamin Franklin tenha demonstrado a natureza
elétrica das tempestades com trovão a cerca de 200 anos e a distribuição da carga dentro
da tempestade seja conhecida há tempos (as partes superiores são carregadas mais
positivamente, enquanto que as regiões centrais e inferiores são carregadas mais
negativamente, às vezes com um segundo centro de carga positiva próximo à base da
nuvem próximo à chuva), cientistas ainda não tem certeza dos processos que separam as
cargas elétricas dentro da nuvem, e como elas se concentram em certas regiões. Existem
diversas teorias, mas muitas falham porque são incapazes de produzir a diferença
potencial necessária no limitado tempo disponível. A maioria deles concorda, contudo,
que a presença de partículas de gelo nas regiões superiores da nuvem de tempestades em
desenvolvimento juntamente com precipitação ativa sejam pré-requisitos importantes.
Quatro mecanismos principais parecem ser responsáveis pela separação das cargas:
1) As cargas são separadas quando gotículas super-resfriadas colidem com partículas de
gelo; ambas são carregadas negativamente em suas superfícies inferiores e cargas
positivas em suas superfícies superiores, e quando as partículas da nuvem colidem com
as partículas de precipitação que se movem para baixo, as cargas negativas serão
transferidas para as últimas por indução.
2) Gotículas de água super resfriadas congelam de fora para dentro; assim, quando a
água interna finalmente congela, ocorre expansão e as camadas de gelo externas se
desfazem em pequenos fragmentos. Fragmentos de gelo carregando uma carga positiva
serão levados para o topo da nuvem nas correntes ascendentes, enquanto que os cristais
de gelo com suas cargas negativas cairão para a base da nuvem.
3) Gotículas de nuvens ou cristais de gelo que caem podem capturar apenas íons
negativos na atmosfera.
4) As cargas se separam quando grandes gotas de chuva se quebram ao atingirem seu
tamanho máximo por coalescência (com 3 mm de raio).
Um corte horizontal fino em uma pedra de granizo gigante. A foto, tirada na luz
refletida, mostra as camadas concêntricas de gelo claro e opaco, formada pela sua
passagem através de diferentes regiões da tempestade. Gentilmente fornecida por Dr. K.
A. Browning.
Uma imagem de satélite de uma linha de instabilidade no meio-oeste dos EUA em 31 de
maio de 1985. Note as tempestades grandes ao longo da linha de instabilidade (a partir
da qual diversos tornados severos se desenvolveram) intercaladas com um grande
número de células menores. Gentilmente fornecida pela NOAA.
Desenvolvimento e movimento das células
Muitas tempestades consistem de várias células em diferentes estágios de
desenvolvimento; observações de radar demonstraram que o tempo de vida de uma
célula individual é de aproximadamente meia hora. Imagens de satélite e de radar
também demonstraram que novas células tendem a se formar mais rapidamente na
proximidade das correntes descendentes de células pré-existentes, na dianteira do ar frio
da frente de rajada. A corrente descendente fria se espalha lateralmente no nível do solo
e o seu limite toma a forma de uma frente fria em miniatura. Ela converge com o ar
quente e potencialmente instável do ambiente, causando sua ascensão, e uma nova
célula no estágio cumulus pode se desenvolver. Este processo é particularmente efetivo
onde as correntes descendentes de duas células adjacentes convergem. Esta nova célula
é então desencadeada à frente das correntes descendentes e então poderá passar pelo
mesmo ciclo de vida de sua antecessora, que se dissipará atrás dela. Uma tempestade
formada assim pode persistir por várias horas, embora o tempo de vida de cada célula
seja limitado. Em condições de ventos fracos, a tempestade pode se mover de forma
irregular, de acordo com o crescimento e decaimento de suas células Quando o campo
de vento é bem definido, a tempestade tende a viajar na direção aproximada do vento.
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TEMPESTADESMULTI-CÉLULAS
Uma tempestade de multi-células é um grande sistema de tempestades composto de
diversas células em diferentes estágios de desenvolvimento. Embora a maioria das
correntes ascendentes e descendentes dentro de cada célula individual de tempestade
conforme descritas para as tempestades de massas de ar, ainda possa ser identificada
(usando-se radar) nas tempestades de múlti-células, um certo grau de organização está
presente. Tempestades desta categoria tendem a ser mais severas do que as tempestades
de massa de ar. Muitas tempestades severas deste tipo se desenvolvem sobre o centro
dos EUAquando um escoamento de ar quente e úmido de sul, vindo do Golfo do
México em baixos níveis é sobreposto por um escoamento mais seco, de oeste, vindo
das Montanhas Rochosas; o vento neste caso apresenta cisalhamento vertical, isto é,
mudando de direção no sentido horário no Hemisfério Norte e anti-horário no
Hemisfério Sul.
Em tal situação, percebeu-se que enquanto as células individuais se movem na direção
dos ventos da média troposfera (os ventos no nível da principal massa de nuvens), a
tempestade como um todo se move para a direita no Hemisfério Norte (esquerda no
Hemisfério Sul) dos ventos predominantes no ambiente da média troposfera, como
demonstrado esquematicamente na figura 8.2. O escoamento de ar de baixos níveis em
direção à tempestade ocorre preferencialmente ao longo do lado direito da tempestade
(normalmente de sul) e novas células desenvolvem-se aqui, enquanto que células
antigas tendem a se dissipar no flanco esquerdo da tempestade, onde a disponibilidade
de ar quente e ascendente é limitada. É este padrão de desenvolvimento e decaimento
das células componentes que confere à tempestade uma propagação efetiva para a
direita dos ventos da média troposfera. Na média, em situações com ventos
apresentando cisalhamento vertical, grandes tempestades multi-células movem-se em
um ângulo de cerca de 20º à direita do vento médio na camada de 850-500 mb. No
hemisfério sul, há evidências da África do Sul de que tempestades semelhantes se
movem para a esquerda dos ventos da média troposfera.
Fig. 8.2 Uma tempestade demulti-células se movendo para a direita dos ventos da
média troposfera (Hemisfério Norte). O desenho da tempestade é mostrado em
intervalos de quinze minutos conforme se move da esquerda para a direita através do
diagrama. Note que novas células se formam à direita da tempestade e células
antigasse dissipam à esquerda (C: estágio de cumulus. M: estágio maduro; D: estágio
de dissipação).
LINHAS DE INSTABILIDADE
Uma linha de tormentas ou de instabilidade é uma linha de tempestades bem definida,
normalmente desencadeada nas latitudes médias por uma frente fria. As tempestades
que a compõe normalmente tem estruturas variadas e frequentemente se encontram em
diferentes estágios de desenvolvimento ao longo da linha de instabilidade. Este tipo de
sistema normalmente está associado com tempo severo – precipitação intensa, ventos
fortes, relâmpago, granizo e ocasionalmente tornados. Eles são especialmente
observados no verão em áreas continentais nas latitudes médias, especialmente no
centro e leste dos EUA. Neste caso, eles se formam quando uma cunha de ar quente,
úmido e condicionalmente instável no setor quente de uma depressão se encontra à
frente de uma frente fria e abaixo do lado leste de um cavado nos ventos de oeste em
altitude (produzindo divergência em altitude para se livrar do ar que flui para dentro do
sistema). Nos trópicos elas foram bem documentadas na África do Oeste ao sul do
Saara.
O mecanismo que desencadeia a liberação de instabilidade na atmosfera é normalmente
fornecido pela frente fria avançando no setor de ar quente em baixos níveis e causando
o desenvolvimento simultâneo de diversas tempestade ao longo de seu limite posterior.
Isto normalmente aparece nas imagens de radar ou de satélite como uma linha contínua
de tempestades com uma linha de avanço bem definida; a atividade convectiva é
dominada por um pequeno número de tempestades grandes intercaladas com um grande
número de células pequenas (veja a fotografia na pág. 64).
A estrutura básica de uma linha de instabilidade é demonstrada em seção vertical na fig.
8.3. Mesmo com configuração variada ao longo do comprimento da linha de
instabilidade, a linha de instabilidade é, de qualquer forma, muito organizada na seção
vertical; o ar quente, úmido e instável é forçado a ascender à frente da frente de rajada
fria, que por sua vez é produzida pela subsidência de ar frio e denso da corrente
descendente atrás dela. O ar instável é conduzido para cima, além de seu nível de
condensação (normalmente marcado por uma base de nuvem escura e bem definida) e
então o ar se eleva espontaneamente formando nuvens cumulonimbus profundas.
Grandes quantidades de chuva são precipitadas, e parte desta precipitação cai na área
das correntes descendentes, onde ocorre evaporação, com o resfriamento resultante
reforçando a corrente descendente. O ar dentro do sistema converge na superfície e
diverge em altitude. O sistema é então organizado e autopropagante; os processos
responsáveis pelas correntes ascendentes e descendentes são complementares,
permitindo à linha de instabilidade atravessar grandes extensões como um sistema
aberto com uma organização bidimensional marcada. Tais sistemas foram observados
por horas em telas de radar.
A frente de rajada demonstrada na figura 8.3 é normalmente uma característica
marcante da circulação; pois sua passagem ali representa uma rápida queda na
temperatura (de cerca de 5-10ºC), uma elevação abrupta na pressão, fortes rajadas de
vento (às vezes superando 25m/seg) e uma marcante mudança na direção do vento.
Fig. 8.3 Uma seção vertical esquemática de uma linha de instabilidade.
TEMPESTADES DE SUPER-CÉLULAS
Muitas pesquisas tem sido realizadas nas últimas décadas centradas no entendimento e
modelagem das circulações dentro de tempestades locais severas bem estabelecidas que
produzem tempo violento, granizo e ocasionalmente tornados. O uso de radares,
averiguando a tempestade nos planos vertical e horizontal, tem permitido melhor
entendimento de sua constituição, tanto em termos de seções verticais bidimensionais e
– mais recentemente – de modelos tridimensionais.
A tempestade de super-célula é uma tempestade grande e violenta, dominada por uma
única célula enorme ou super-célula em um estágio maduro de desenvolvimento, que
pode persistir de forma estável durante horas. A tempestade de super-célula é mais
organizada, maior, mais persistente e mais severa do que todos os outros tipos de
tempestades. O ar é continuamente inserido na tempestade por baixo e emitido por cima
(efetivamente virando a troposfera de cabeça para baixo) enquanto se propaga
continuamente para a direita dos ventos médios na troposfera (no hemisfério norte) –
diferentemente dos ‘saltos’ discretos em uma direção da tempestade de multicélulas. O
termo “super-célula” foi primeiramente usado para estas tempestades por Browning em
1962, descrevendo a tempestade de Workingham de 1959, da qual caíram
continuamente grandes pedras de granizo durante horas ao longo de um trecho de 200
km de largura no sudeste da Inglaterra.
Para seu desenvolvimento, as tempestades de super-célula requerem as seguintes
condições:
1) uma atmosfera potencialmente instável (frequentemente a convecção é limitada por
uma inversão, mas quando esta inversão é superada pelo aquecimento superficial ou
mudanças na circulação, convecções explosivas podem ocorrer);
(2) convergência em baixos níveis com circulação divergente acima; e
(3) forte cisalhamento vertical do vento, com o vento mudando de força e direção com a
altura.
As principais características das tempestades de super-células são demonstradas
esquematicamente na figura 8.4. Esta figura enfatiza que este tipo de tempestade é
frequentemente assimétrico, tanto no formato quanto na distribuição dos seus elementos
de tempo, com um lado “esquerdo” e “direito”; ela ainda realça a necessidade de um
forte cisalhamento vertical do vento no ambiente para que essas tempestades se
desenvolvam. Tanto as correntes de ar ascendentes quanto as descendentes são resultado
do ar que se aproxima da tempestade com fortes componentes de movimento do seu
lado direito, enquanto que os escoamentos de saída tem um componente de movimento
para a esquerda da direção em que tempestade se move (no Hemisfério Norte). O ar
ascendente, quente e úmido entra na tempestade pelo flanco direito em baixos níveis,
gira ciclonicamente por 270º enquanto se aproxima da retaguarda do sistema antes de
deixar a tempestade na bigorna, perpendicularmente em relação à direção na qual entrou
na tempestade. Isto ocorre primariamente pela mudança na direção do vento com a
altitude. O ar frio e descendente é inserido no sistema pela direita no nível da média
troposfera, à frente da corrente ascendente, ele sofre um giro ciclônico de cerca de 90º
ao redor da corrente ascendente antes de deixar a tempestade pelo lado esquerdo, na
retaguarda. O ar que entra na tempestade nestes níveis é seco e apropriado para manter a
corrente descendente por resfriamento evaporativo, que é reforçado pelo resfriamento
devido à evaporação de gotas precipitando dentro dele vindas das correntes ascendentes
acima.
Gotas de chuva formando-se na região da corrente ascendente da nuvem são varridas
para cima na tempestade pela circulação violenta e mantidas em suspensão em altitude,
de onde podem ser reinseridas diversas vezes nas correntes ascendentes ou descendentes
através da nuvem (demonstrado nas linhas tracejadas na Fig.8.4), frequentemente
produzindo grandes pedras de granizo. Quando elas atingem tamanho suficiente, sua
velocidade de queda se torna maior do que a força da corrente ascendente. A maior parte
do granizo tende a ocorrer abaixo da região das correntes ascendentes, enquanto que a
maior parte da chuva tende a ocorrer próximo do flanco posterior esquerdo da
tempestade ou na região das correntes descendentes.
Tornados
Tornados são talvez os subprodutos mais assustadores e violentos de sistemas
convectivos intensos tais como tempestades de super-células ou linhas de instabilidade.
Eles apresentam as mais altas velocidades do vento já registradas, ocorrem de forma
súbita e em pouquíssimo tempo uma trilha de destruição total é deixada em seu rastro.
Um tornado normalmente aparece como uma nuvem estreita e negra, em formato de
funil, estendendo-se quase que verticalmente da base de uma nuvem cumulonimbus até
o chão ou muito próximo disso (veja a foto na pág. 70). Tornados tem extensão pequena
e são fenômenos de curta duração; a tabela 8.1 indica dimensões típicas e outras
características. Os fortíssimos ventos ciclônicos que ocorrem dentro destes vórtices são
devido à enorme e repentina queda de pressão dentro deles; tipicamente, a queda de
pressão excede 25 mb, mas quedas de pressão de até 200 mb não são incomuns! A
condensação em seu interior resultante desta queda súbita na pressão (e o consequente
resfriamento) os tornam visíveis. A pressão em superfície dentro de um tornado é
aproximadamente a mesma do que a da base da nuvem que o originou.
Uma nuvem funil de tornado estendendo-se da base de uma nuvem cumulonimbus.
Gentilmente fornecida pela NOAA.
Tabela 8.1 Características dos tornados
Característica
Diâmetro
Comprimento do rastro
(distância percorrida
através do terreno)
Duração
Magnitude padrão
100 metros ou menos
3 km
Variação típica
2m a 3 km
Poucos metros a centenas
de km
4 minutos
Velocidade do vento
90m/s
10 a 20 m/s
Sudoeste a nordeste (HN)
25 mb
Poucos segundos a várias
horas
80 a 225m/s
0 a 20m/s
Variável
20 a 200 mb
Velocidade de deslocamento
Direção de deslocamento
Queda na pressão
Tornados deixam uma quantidade enorme de danos em sua passagem. Isto ocorre tanto
devido aos ventos extremamente violentos envolvidos e à queda brusca na pressão
durante sua passagem, que pode fazer com que construções explodam. Os detritos
resultantes são então carregados pelo vento e arremessados a grandes velocidades,
causando danos adicionais. As fortes correntes ascendentes dentro deles tem força
suficiente para arrancar raízes de árvores e levantar objetos pelo ar, realizando feitos
que podem parecer incríveis aos desinformados. Existem inúmeros relatos, bem
fundamentados, de animais sendo carregados pelo ar, de trens serem levantados
inteiramente dos trilhos sobre as quais estavam viajando, e de construções sendo
erguidas e movidas em suas fundações (dando origem à manchetes de jornal como
“garagem colide com um carro!”) e até mesmo galinhas perderem suas penas durante a
passagem de um tornado (devido à explosão do volume contido em cada pena). Os
detritos presentes na nuvem afunilada contribuem para sua aparência escura.
Em média, 100 mortes por ano são causadas por tornados nos EUA e eles podem causar
mais de $150 milhões em danos de propriedades a cada ano – mas estes números podem
disfarçar enorme variabilidade. Em 1973, um dos piores anos que se tem registro, 1.107
tornados foram reportados nos EUA, causando 87 mortes e $600 milhões de danos. No
chamado ‘super surto’ de tornados de 3-4 de abril de 1974, que se estendeu por treze
estados, da Georgia ao Michigan no meio-oeste americano, cerca de 148 tornados
ocorreram em 16 horas e 10 minutos. Ele foi descrito pelo Serviço Nacional de
Meteorologia dos EUA como ‘o mais devastador surto de tornados já registrado em
qualquer lugar do mundo’; o rastro total foi de 4.157 km, 323 pessoas foram mortas e
5.484 ficaram feridas.
Tornados tendem a ocorrer mais nos EUA do que em qualquer outro lugar no mundo.
Todos os estados americanos em algum momento já tiveram alguma ocorrência de
tornados, mas há uma região preferencial para o desenvolvimento deles, na região das
Grandes Planícies no meio-oeste e nos Estados do Golfo (conhecida como caminho dos
tornados), onde as condições no verão frequentemente favorecem o desenvolvimento de
tempestades severas (com ar quente e úmido vindo do Golfo do México em baixos
níveis, cobertos por uma camada de ar mais frio e seco vindo das Montanhas Rochosas,
do oeste). A maior incidência dos Tornados ocorre no início do verão no Hemisfério
Norte (a maioria ocorre em maio e junho) e 80% ocorrem entre as 14 e 22 horas, com o
pico de incidência no final da tarde, às 17 horas.
Tornados também ocorrem em outros locais do mundo e não são incomuns no Reino
Unido. Desde 1971 a Grã-Bretanha tem uma média de 18 dias com a ocorrência de
tornados a cada ano, e com uma média de 45 tornados por ano; em 1981 houve 152
tornados reportados somente em 12 dias, incluindo 105 no dia 23 de novembro de 1981
devido a uma frente fria muito intensa – o maior surto de tornados na história da
Europa. Contudo, eles tendem a ser muito menos severos, no geral, comparados aos que
ocorrem nos EUA; a maioria se desenvolve de convecção violenta em frentes frias bem
definidas associadas com depressões que se aprofundam rapidamente nos meses mais
frios do ano.
As razões para o desenvolvimento de tornados são ainda em sua maioria incertas e esses
vórtices permanecem um grande enigma meteorológico. Citando o Glossário
Meteorológico do Escritório Meteorológico dos EUA em 1972: “Embora as condições
necessárias para a formação de um tornado sejam semelhantes às necessárias para uma
tempestade severa...as condições precisas que causam os tornados (e não simplesmente
tempestades) ainda não são conhecidas”. Embora haja uma extensa literatura que
associe seu desenvolvimento com a presença de elementos como granizo, relâmpagos e
desenvolvimento rápido de cumulus, ainda não há uma teoria aceitável para explicar sua
formação, nem sua manutenção.
Pode-se dizer que seu desenvolvimento esteja associado com (a) grande instabilidade,
(b) forte convergência, e (c) correntes ascendentes persistentes e muito vigorosas dentro
da nuvem. Evidências recentes de radar demonstraram que os tornados mais violentos
se formam abaixo das correntes ascendentes instáveis das tempestades de super-células.
Como já foi descrito, o escoamento de ar para dentro do sistema converge e alimenta a
corrente ascendente que gira ciclonicamente por 270º (HN). Aparentemente, nas
condições certas, a corrente ascendente e a convergência alcançam tal magnitude que,
para que o ar conserve seu momento angular, assume a forma de um vórtice fino de raio
pequeno, levando a uma súbita queda na pressão e ao desenvolvimento da nuvem funil.
Por exemplo, a camada de ar que penetra no sistema pode ficar restritaà uma camada
superficial rasa fora da tempestade devido à uma inversão. Ao entrar na circulação da
tempestade, o ar desta camada converge subitamente e é acelerado dentro da corrente
ascendente a altos níveis (de forma análoga a retirar a tampa de um ralo em uma pia
cheia de água), e um vórtice se desenvolve. Em alguns casos, a circulação de tornado se
estende para dentro da nuvem, formando um ciclone-tornado rotacional.