Home Up

 

  • Cap. 11- TEMPESTADES E PREVISÃO DE TEMPO SEVERO

Sites com informações e figuras:

http://weather.cod.edu/sirvatka/ts.html

http://www.usatoday.com/weather/tornado/wtwist0.htm

http://www.spc.noaa.gov/faq/tornado/

 

 

1- Introdução

 

Embora as tempestades ocorram numa escala menor que os ciclones de latitudes médias e furacões, elas podem ser muito perigosas. Estas tempestades podem produzir chuvas pesadas e enchentes repentinas (flash floods), granizo, relâmpagos, ventos destruidores e tornados. Cada ano, em diversas partes do mundo, milhões de dólares em propriedades e destruído e centenas de pessoas perdem suas vidas como um resultado das tempestades. A indústria da aviação é especialmente preocupada com a previsão das tempestades, uma vez que essas são perigosas aos aviões. O previsor precisa identificar as regiões onde as tempestades terão maior probabilidade de ocorrer, apontar a localização exata onde são formadas, e avisar as pessoas na área para tomarem medidas de precaução. Isto é especialmente desafiador uma vez que as tempestades são freqüentemente muito pequenas e se desenvolvem rapidamente. Para fazer uma previsão de tempestade mais acurada, os meteorologistas usam uma ampla variedade de dados – incluindo radar, imagens de satélite, estações de superfície e altitude – para monitorar o desenvolvimento de tempo severo. Quando usados coletivamente, estes dados podem ajudar aos previsores a fazer previsões mais acuradas.

 

As tempestades de trovoadas são consideradas fenômenos que ocorrem entre a micro e a mesoescala, com escala espacial relativamente pequena (2-20km) e em curtos intervalos de tempo (minutos a hora). Porém, nuvens cumulonimbus podem se organizar em sistemas maiores (como as linhas de instabilidade, os complexos convectivos de mesoescala, os aglomerados convectivos) com escala espacial entre 20-200km e tempo de duração entre horas a dia. Dados AVHRR (Advanced Very High Resolution Radiometer – sensor primário dos satélites de órbita polar, com canais VIS, IV, Infravermelho Próximo) podem ser úteis em localizar e estudar as tempestades; contudo, são limitados pela resolução temporal entre as imagens. Usando dados a partir dos satélites geoestacionários, muitas imagens podem ser coletadas em um período de tempo mais curto de forma a poder animá-las. Isso permite observar-se o movimento, orientação e desenvolvimento de importantes características das tempestades em um curto intervalo de tempo. Embora os satélites possam ver as nuvens moverem-se e crescerem, a imagem não pode sempre fornecer dicas exatas da força/intensidade das tempestades ou de seu potencial para produzir tempo severo. Por essa razão, as imagens de satélite são usadas em conjunto com outros dados (quanto for possível obter).

 

  • A formação das tempestades

 

O aquecimento diferencial da superfície da terra é o mecanismo dominante para o disparo do processo de formação das tempestades. Conforme as áreas da terra são aquecidas a diferentes taxas, o fluxo de baixos-níveis cria zonas de convergência. É ao longo destas zonas que as tempestades tendem a se desenvolver.

 

As tempestades crescem quando a atmosfera torna-se suficientemente instável por causa do aquecimento localizado na superfície ou outros mecanismos de levantamento. A formação das tempestades começa como qualquer outro cumulus, quando a bolha de ar quente sobe, expande e se resfria.  Se a atmosfera é muito instável, a nuvem cumulus irá continuar a crescer verticalmente e se desenvolverá em um cumulonimbus. Um cumulonimbus maduro tipicamente cresce a uma altura vertical de 10km ou mais. Conforme a nuvem cresce, seu topo pode espalhar-se devido ao efeito combinado dos ventos de baixos e altos-níveis. Isto dá ao topo da nuvem a forma de “bigorna” (anvil), que é característica de Cb.

 

Dentro de uma tempestade, ar circula verticalmente e horizontalmente. Ar quente e úmido fluindo dentro da tempestade (influxo – inflow) sobe e cria correntes ascendentes fortes conhecidas em inglês como updrafts. Conforme o ar sobe, é resfriado, fazendo com que o vapor de água se condense; subseqüentemente, as gotículas da nuvem crescem para gotas de nuvem e caem como precipitação. Conforme a chuva cai através da tempestade, o ar esfria. Esse ar de chuva resfriado cai para o solo como uma corrente descendente, usualmente referida em inglês como downdraft.  O afundamento do ar frio forma um domo de alta pressão, conhecido como “mesoalta”, na superfície. O ar a partir desse domo flui para fora da tempestade; portanto, é chamado em inglês de “outflow”.

 

A região mais externa desse fluxo é conhecida como “outflow boundary”, ou frente de rajada (gust front). Trata-se do limiar entre o fluxo descendente mais frio e o ar mais quente adjascente à tempestade. Este tipo de frente de pequena-escala é freqüentemente referido como “mesofrente” (mesofront). Conforme a frente de rajada passa sobre um ponto da terra, é freqüentemente acompanhada por um rápido aumento na pressão, uma mudança na direção do vento, uma rápida queda da temperatura.

 

A maioria das tempestades é de curta duração e não contém condições de tempo severo (exceto os relâmpagos). Contudo, uma ou outra tempestade irá ocasionalmente crescer maior que a média e desenvolver uma estrutura interna muito diferente. Estas tempestades, conhecidas como tempestades severas, podem crescer a uns 20km. Estão usualmente associadas com frequentes relâmpagos, fortes chuvas, ventos locais destruidores (frentes de rajada excedendo 95km/h), granizos que podem ser maiores que 2cm em diâmetro e até mesmo tornados.

 

  • Identificando as nuvens profundas e associadas com tempo severo em imagens de satélite.

 

Freqüentemente, nas imagens de satélite, muitas nuvens convectivas irão aparecer juntas em uma região. Algumas destas nuvens podem ser tempestades severas, enquanto outras podem ser menores (o que chamamos de ‘pancadas de chuva’ – em inglês showers). Para uma interpretação acurada, as tempestades individuais são usualmente relativamente fáceis de se identificar.  Tempestades embebidas em formações de nuvens de grande-escala, tais como as bandas frontais ou ciclones tropicais, são mais difíceis de se localizar.

 

Uma tempestade individual irá aparecer muito brilhante em ambos canais VIS e IR, uma vez que é bastante espesso e tem topos muito frios. Tempestades podem ser aproximadamente circulares, globulares, ou em forma de “cenoura”. A forma usualmente depende da força dos ventos de altos-níveis. Se os ventos são fracos, as tempestades irão crescer aproximadamente verticais e aparecerão globulares nas imagens de satélite. Tempestades jovens em desenvolvimento, também tem esta forma, uma vez que os topos das nuvens não cresceram ainda em fortes ventos de altos-níveis.  Quando os ventos de altos níveis estão muito fortes e as tempestades atingem estas alturas, o topo da tempestade se espalha vento abaixo (downwind). Isto dá ao topo da tempestade uma forma triangular, a qual freqüentemente aponta contra o vento (upwind) em relação aos ventos de altos-níveis. A porção contra o vento da tempestade é usualmente repentina e bem definida, enquanto a porção vento abaixo (downwind) tem aparência mais “embaralhada”, mal definida (fuzzy). Uma vez que esta porção da tempestade é usualmente composta por nuvens cirrus, a textura é muito lisa.

 

Em alguns casos, torres nos cumulus irão penetrar através do topo dos cirrus dando à nuvem uma pequena área com aspecto rugoso. Esta região da nuvem é chamada de “overshooting”, e ocorre na região onde a corrente ascendente é mais intensa. A localização dessas características pode ajudar a identificar áreas de convecção intensa e mais chances de tempo severo em uma área grande da tempestade. Overshooting tops são melhor observados em imagens VIS durante as primeiras horas da manhã ou no final da tarde, quando o ângulo solar é baixo e as sombras criadas pelo overshooting facilitam sua localização. Quando se suspeita que as tempestades estão embebidas em uma grande massa de nuvens, estas podem ser localizadas pelos overshootings que rompem as nuvens mais altas.

 

Nas imagens IV, os overshootings podem ser localizados por pequenas regiões nos topos das nuvens onde as temperaturas são mais frias que as nuvens em volta. Isto é importante para entender apenas observar overshotings não necessariamente podemos afirmar que tempo severo está ocorrendo em uma tempestade. Overshootings persistentes , por outro lado, (durante uma hora ou mais) são mais prováveis de estarem associados a tempo severo.

 

  • Imagens IR com realce.

 

                Existem outras razões pelas quais as tempestades são freqüentemente estudadas em imagens IV. A razão é que os topos apresentam temperaturas frias (as quais freqüentemente significam fortes correntes ascendentes); outras estão relacionadas com formas vistas no campo de temperatura das nuvens. A curva de realce denominada MB é comumente utilizada para realçar a localização das tempestades (Cap. 3). Quando a curva MB é usada, temperaturas entre -32º C e -58º C  são realçadas como vários níveis de cinza. Temperaturas entre -58º C e -62º C são realçadas em preto, e temperaturas de -62º C ou mais frias estão realçadas em cinza claro a branco. No caso de uma tempestade, isto produz uma forma de contornos mais ou menos oval de cinza para preto para branco no topo das nuvens. Usando esta técnica, as temperaturas dos topos das nuvens que são muito frias associadas com as tempestades podem ser facilmente identificadas. Assim, as áreas brancas indicam onde os topos das nuvens são mais frios e a atividade convectiva é mais intensa.

 

Em imagens IV realçadas, uma tempestade severa freqüentemente exibe uma forma de V nos topos frios das nuvens. O final estreito do V aponta contra o vento. A favor do vento, existem sempre temperaturas mais quentes. Este padrão de temperatura é freqüentemente visto com tempestades que produzem tornados, granizo, ventos fortes e intensas correntes ascendentes e descendentes. Contudo, este padrão nem sempre indica tempo severo e nem todas as tempestades severas exibem esse padrão. A assinatura em forma de V pode ser vista em várias tempestades mostradas em aula.

 

Cautela deve ser tomada quando usar um realce na temperatura do topo de nuvens na detecção de tempestades severas. Isto porque temperatura sozinha não é sempre um indicador preciso da atividade da tempestade. Nem toda a tempestade atinge a tropopausa, a qual varia em altitude através do globo. Nos trópicos, onde existe um volume maior de ar quente, a troposfera é mais alta que em maiores latitudes. Embora os topos das nuvens nos trópicos possam ser muito frios, pode não estar ocorrendo nenhuma atividade significativa dentro da tempestade. Os topos das tempestades nos trópicos tenderão também a ser muito mais frios que aqueles em latitudes médias, mas isto não significa necessariamente que são muito intensos. Isto é simplesmente uma função da altura da tropopausa. Em latitudes médias e altas, onde a tropopausa está a uma altitude mais baixa, os topos das tempestades não são tão frios e ainda assim as tempestades podem ser mais intensas. A altitude da tropopausa também varia com as estações, sendo mais alta no verão e mais baixa no inverno. Portanto, tempestades de verão tendem a ter topos mais frios que as de inverno. Em todos os casos, o uso da curva MB, a qual localiza tempestades convectivas com topos mais frios que -58º C, podem nem sempre apontar para as tempestades mais importantes. Em alguns casos, outras características nas nuvens, tais como a forma e o movimento, precisam ser observadas para determinar com precisão se uma tempestade é severa.

 

   

  • Localizando regiões de possível desenvolvimento das tempestades (escala sinótica)

 

Uma vez que as tempestades e trovoadas se desenvolvem muito rapidamente, é importante identificar regiões onde seu desenvolvimento irá provavelmente ocorrer. Observações em escala sinótica são úteis para se identificar condições regionais que são necessárias para produzir fortes tempestades convectivas. A posição dos limites frontais, a corrente de jato, os ciclones de latitudes-médias, e a zona de convergência intertropical, todas oferecem indicações que ajudam na localização de tais áreas. Monitoramente cuidadoso dos processos da escala da tempestade (a mesoescala) dentro dessas regiões mais amplas irão permitir melhores (e em melhor tempo) previsões de tempo severo.

 

  •  Limites frontais (Frontal boundaries)

 

As tempestades severas estão freqüentemente associadas com linhas de convergência organizadas tais como frentes frias, quentes e oclusas. O desenvolvimento das tempestades é especialmente comum ao longo das frentes frias que estão associadas com os ciclones de latitudes médias. Ventos convergindo à superfície freqüentemente ocorrem ao longo destas frentes. Os ventos à frente da frente fria são usualmente  provenientes de noroeste no HS (sudoeste no HN), enquanto ventos atrás das frentes frias vem de SE-SW no HS (noroeste no HN). Isto resulta em uma convergência de ar ao longo da frente fria, forçando o ar adiante da frente a subir. Esta aceleração vertical do ar freqüentemente leva ao desenvolvimento de tempestades em uma linha aproximadamente continua, conhecida como “linha de instabilidade”.

 

As linhas de instabilidade nem sempre se formam ao longo das frentes. Na Amazônia, por exemplo, elas se formam ao longo do dia (e às vezes à noite), como resultado do ar úmido que provém do Atlântico e também da própria floresta.  Muitas vezes, no limite entre um ar muito seco e  outro muito úmido, forma-se nos limites do ar úmido a chamada “linha seca” (dry line).  Esse tipo de linha é comum nos Estados Unidos, nos limites entre o ar seco continental (cT) que vem dos desertos a sudoeste e o ar úmido marítimo tropical que vem do Golfo do México (mT).

 

Ao longo da linha seca o ar é muito instável. A temperatura no ar desértico cT cai rapidamente com a altura. Quando este ar é empurrado para dentro do ar úmido do Golfo do México, condições potencialmente instáveis explosivas podem ocorrer. É ao longo da linha seca que muitas linhas de instabilidade intensas se desenvolvem. Há ocasiões em que a linha de instabilidade associada com a linha de ar seco irá interagir com a superfície frontal, provocando convergência ainda mais forte e desenvolvimento das tempestades. O lado seco da linha seca pode ser identificado pela ausência de nuvens. No lado úmido, observa-se a linha de nuvens. Conforme o ar seco se move em direção ao ar quente e úmido, a região torna-se cada vez mais instável, uma vez que o ar úmido é menos denso que o ar seco.

 

  •  Correntes de jato

 

As correntes de jato também tem uma influência no desenvolvimento das tempestades convectivas.  A maior parte das tempestades severas se formam em regiões onde existe uma frente fria e a corrente polar e subtropical do jato são DIFLUENTES (tornam-se separadas uma da outra). Tempestades severas irão usualmente se formar a leste da frente fria (na massa de ar úmido). Também, ao longo do eixo da corrente de jato existem regiões específicas onde o ar sobe e afunda. As áreas de ar ascendente interagem com condições localmente instáveis para produzirem desenvolvimento das tempestades. Se uma corrente de jato de altos níveis pode ser localizada nas imagens de satélite, o desenvolvimento da tempestade pode freqüentemente ser visto ao longo da fronteira a esquerda e a direita do quadrante da retaguarda dos máximos ventos. A divisão do jato (ou região em que o mesmo é difluente) aumenta a convecção e freqüentemente leva a desenvolvimento de tempestades severas nessas regiões. A divisão do jato pode ser observada pelos cirrus.

 

  •  Ciclones de latitudes médias.

 

Tempestades podem também se formar no HS a leste e nordeste do centro da circulação (região de máxima vorticidade) no setor seco de um ciclone de latitudes médias. Esta região aparece melhor na imagem do vapor de água como uma região escura (portanto seca) próxima do máximo de vorticidade.

 

  •  Zona de Convergência Intertropical  ( ou ITCZ- Intertropical Convergence Zone)

 

Finalmente, ao longo da ITCZ, o aquecimento do ar acima da superfície de água quente, acoplado com a convergência dos ventos alíseos, causa convecção praticamente diariamente.  Como um resultado, as tempestades freqüentemente se desenvolvem em grandes estruturas ao longo da ITCZ. A ITCZ pode ser observada como uma banda de tempestades.

 

  •  Zona de Convergência do Atlântico Sul (ZCAS em português ou SACZ – South Atlantic Convergence Zone)

 

A ZCAS é caracterizada como uma banda de precipitação e nebulosidade que se estende desde a Amazônia até o sudeste do Brasil, se estendendo pelo oceano. Trata-se do principal sistema de grande escala responsável pelo regime de chuvas sobre o Brasil durante o verão austral (Outubro a Março). A ZCAS pode ser identificada por imagens de satélite diárias no IV. Outra forma de identificarmos por satélite é usarmos o campo de onda longa emergente (ROL em português ou OLR em inglês – Outgoing  Long-wave Radiation).  Nos campos de ROL, os valores mais frios identificam a forma e a extensão da ZCAS. Podemos também identificar a ZCAS no campo de divergência dos ventos, ou no campo da umidade.  Detalhes sobre o uso de outros campos na identificação da ZCAS que não imagem de satélites são cobertos nos cursos de sinótica deste departamento. Aqui, iremos nos concentrar no uso de satélites para este propósito.

 

Uma das características mais interessantes sobre a ZCAS é a sua persistência. Às vezes a ZCAS fica presente por dias causando precipitação generalizada e às vezes até enchentes e deslizamento de encostas em algumas regiões. Outras vezes, a ZCAS se enfraquece e durante alguns dias a convecção é inibida. Entretanto, mesmo durante os períodos em que está ativa, a convecção pode variar de intensidade, com dias que aparecem nublados com alguma chuva ou chuvisco mas outros em que a convecção está bem desenvolvida, com linhas de instabilidade e outros sistemas convectivos organizados que produzem grande quantidade de chuva. Linhas de instabilidade ou sistemas convectivos de mesoescala podem ser observados embebidos na ZCAS durante o dia e às vezes também durante a noite.  Também em épocas em que a ZCAS está enfraquecida, é possível observar em o desenvolvimento de sistemas convectivos bem organizados que podem afetar localmente de forma significativa.

 

Durante o experimento meteorológico de verão do LBA notou-se (e.g. Carvalho et al. 2002, Petersen et al. 2002) que os sistemas de mesoescala mais profundos (topos mais frios ou sistemas com maiores descargas elétricas e chuvas) são favorecidos durante os períodos de ‘quebra’ da ZCAS e não durante as fases em que a mesma está mais ativa. Isto deve ser criado pelas próprias condições de instabilidade ou, possivelmente, até mesmo de alteração de aerossóis,  geradas pela mudança de regime de ventos entre o período ativo (quando as anomalias são de oeste) e de quebra (quando as anomalias são de leste) da atividade convectiva na ZCAS.

 

Diversas escalas espaciais e temporais colaboram para a variabilidade observada da ZCAS. Por exemplo, a ZCAS possui um ciclo diurno na sua convecção dirigido pelo ciclo solar diurno. Durante as primeiras horas do dia, a convecção é, em geral, menos desenvolvida, mas à medida que o aquecimento diurno ocorre, as nuvens convectivas se desenvolvem. Um máximo da convecção é, em grande parte das vezes, observados no final da tarde e começo da noite.

 

A convecção na ZCAS pode também pulsar devido a outras causas. Em escala sinótica, por exemplo, a chegada de frentes frias vindas de latitudes mais altas pode interferir na atividade convectiva da ZCAS. A persistência da mesma pode ser um resultado da chegada de tais frentes frias.

 

Fatores em escalas mais longas que a sinótica podem também interferir na atividade da ZCAS. Por exemplo, a chamada oscilação de 30-60 dias (também conhecida como Oscilação de Madden-Julian – Madden and Julian 1994) também pode interferir na persistência da ZCAS. A MJO (como também é conhecida em inglês) é um fenômeno caracterizado por anomalias de ROL e precipitação que se propagam com período entre 30-60 dias sobre as regiões equatoriais. Estas anomalias geram  padrões de circulação nos trópicos que podem afetar a ZCAS dependendo da fase da MJO. Quando a convecção relativa a MJO é mais ativa no Pacífico central, é a fase principal para que a convecção sobre a ZCAS torne-se igualmente ativa. Na fase da MJO quando a convecção está mais ativa sobre a Indonésia, induz a uma supressão sobre a ZCAS.

 PARA COMPREENDER MELHOR SOBRE A ZCAS, CLIQUE NAS APRESENTAÇÕES REFERENTES AOS ASSUNTOS:

 

Localização das áreas de desenvolvimento das tempestades (mesoescala).

 

O estudo das tempestades em mesoescala é necessário para determinar exatamente onde a tempestade é mais provável de se formar dentro de uma região definida de forma mais ampla em escala sinótica. Isto permite examinar condições locais e apontar a área onde intensa atividade convectiva é mais provável de ocorrer. Desta maneira, pode-se estabelecer avisos de tempo severo em localizações específicas.

 

  •  Linhas em forma de arco (arc-cloud lines)

 

Em imagens de satélite, a região limite de uma frente de rajada (ou limites de um fluxo descendente) aparece como uma linha em forme de arco de nuvens convectivas movendo-se para fora do centro de uma área de tempestade que esta se dissipando. Esta característica, referida como “linha em forma de arco (arc-cloud line) pode manter sua identidade muito tempo após a tempestade mãe que a gerou se dissipar; portanto pode continuar a influenciar o tempo na área. Linhas em forma de arco são especialmente importantes porque novas tempestades freqüentemente se formam onde duas ou mais linhas em forma de arco se interceptam. Desta maneira, uma tempestade em dissipação pode “alimentar” uma tempestade em desenvolvimento. (Clique aqui para ver um exemplo de formação de nuvem-arco em Rondônia durante o LBA de 2002). Outro exemplo ainda mais interessante e' a linha de cumulus em forma de arco que se forma a partir do decaimento de uma tempestade, também em Rondônia, mas em 2004. Clique aqui para ver esse exemplo.

 

Nova convecção pode também ocorrer em regiões onde uma linha em forma de arco interage com uma região convectivamente instável tal como uma região frontal ou uma frente de brisa. Regiões convectivamente instáveis são freqüentemente marcadas por nuvens cumulus ou linhas de cumululs. Onde uma linha em arco intercepta tais regiões, tempestades são mais prováveis de se desenvolverem.

 

  •  Linhas de Instabilidade:

 

Dentro de uma linha de instabilidade, certas localizações são especialmente favoráveis para crescimento de tempestade severa. Alo longo da linha, muitas tempestades estão ocorrendo ao mesmo tempo, e elas freqüentemente influenciam umas as outras. O fluxo descendente a partir de uma tempestade na linha de instabilidade pode alimentar o ar dentro de uma outra tempestade, e a convergência mais intensa pode ajudar as tempestades a crescerem mais do que elas seriam como tempestades individuais. Algumas tempestades em uma linha de instabilidade irão freqüentemente se tornar severas quando a linha “arqueia” rapidamente para leste. Finalmente, a tempestade mais a sul (HN) ou a N (HS) em uma linha de instabilidade, ou a tempestade mais próxima do centro da baixa pressão em um ciclone de latitudes médias é mais provável de se tornar uma tempestade severa. Um exemplo de uma linha de instabilidade pre-frontal perpendicular a frente pode ser visto aqui.

 

 

  •  Brisas de terra e mar.

 

Brisas de terra e mar são fenômenos comuns cujos efeitos são rotineiramente observados em imagens de satélite. Estas brisas são uma conseqüência de aquecimento diferencial entre terra e água adjacente. Uma mesofrente conhecida como “frente de brisa” forma-se ao longo dos limiares do ar mais quente e ar mais frio. Cumulus e cumulonimbus formam-se ao longo dessa frente. Diferentes curvaturas da linha da costa podem causar áreas onde as frentes de brisa convergem. Isto leva a um fortalecimento da atividade dos cumulus nessas regiões. Onde as frentes de brisa se interceptam, freqüentemente tempestades se formam. Isto é especialmente comum em penínsulas onde a brisa marítima converge de diferentes direções. Embora as brisas maritimas mais freqüentemente levem a desenvolvimento das tempestades, as brisas de lago também podem causá-las.

 

  •  Cobertura de nuvem de manhã cedo.

 

Cobertura de nuvem de manhã cedo ou nevoeiro diminui o aquecimento da superfície da terra. Áreas adjacente livres de nuvesn aquecem mais rapidamente, assim criando um aquecimento diferencial. Se as nuvens dissipam, o limiar ainda existe entre ar mais frio e ar aquecido.; Isto pode ser pensado como uma outra espécie de frente de brisa. Freqüentemente, as tempestades irão se formar ao longo desse limiar.

 

  •  Correntes oceânicas

 

Correntes oceânicas também têm um papel a parte no desenvolvimento das tempestades sobre os oceanos. Tempestades convectivas freqüentemente se desenvolvem ao longo dos limiares das correntes quentes, o que aquece o ar por baixo. Ar sobre a água adjacente mais fria não é aquecido, e o gradiente de temperatura se forma, ao longo do qual as tempestades podem se desenvolver.

 

  •  Convecção de montanha

 

Ar que flui sobre as montanhas é forçado a levantar rapidamente. Em condições bem instáveis, esse ar ascendente forma nuvens convectivas. O ar também tende a subir rapidamente sobre as montanhas devido ao aquecimento solar maior na face inclinada das mesmas. Este processo, conhecido como convecção de montanha, pode levar a formação de tempestades sobre as montanhas.

 

  •  Identificando áreas de precipitação intensa.

 

Os meteorologistas são também bastante preocupados com a localização das áreas onde tempestades severas podem ocorrer. Tempestades fortes podem causar inundações pelo aumento repentino do nível dos rios. Esse tipo de ocorrência é chamado de “flash flooding” (enchente repentina), um dos eventos mais ameaçadores.

 

Um método comum usado para identificar áreas de forte precipitação em imagens de satélite é o exame do crescimento e temperatura nas nuvens de tempestades. Crescimentos rápidos e rápido resfriamento do topo das tempestades indicam que precipitação pesada é provável ocorrer. A forma da tempestade pode também oferecer uma idéia sobre o potencial da tempestade. Formatos que vão afilando em uma das extremidades são prováveis de produzirem tempestades mais fortes, onde a precipitação mais forte ocorre no apex da nuvem. Overshootings (ou topos mais frios) ocorrem em regiões de forte convecção.  

 

  •  Fusão (Merging)

 

A fusão das tempestades irá também produzir chuva forte. Isto pode ser observado quando duas ou mais tempestades individuais se aproximam para formar um grande complexo de tempestades que é muito intenso. Uma tempestade desse tipo é freqüentemente referida como “sistema convectivo de mesoescala” . Para estudar uma fusão de tempestades é necessário fazer repetidas observações do sistema que está produzindo a tempestade.

 

  •  Ventos destruidores e tornados.

 

Embora seja impossível ver os ventos em imagens de satélite, os padrões de topos de nuvens freqüentemente fornecem dicas para identificar áreas onde ventos intensos são mais prováveis. Dessa maneira, imagens de satélite, em conjunto com outros dados tais como radar e observações a superfície, podem ser usados para prever eventos de ventos destruidores tais como tornados ou “downbursts” (fortes ventos descendentes provenientes das nuvens).

 

 

 

Home ] Up ]

Send mail to leila@model.iag.usp.br with questions or comments about this web site.
Last modified: 11/08/05