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Tempestade

 

Tempestade
Tempestade

Conceitos Meteorológicos

De um modo geral, as nuvens se formam a partir da condensação do vapor d'água existente na atmosfera formando gotículas de água. Se a nuvem atingir altitudes maiores, devido à diminuição da temperatura com a altitude, as gotículas de água podem se transformar em gotículas de água super-resfriada, isto é, gotículas no estado líquido a temperaturas inferiores a 0° C, ou mesmo partículas de gelo.

As nuvens de tempestade distinguem-se das outras formas de nuvens pelo seu tamanho, pela sua grande extensão vertical, pela presença de gotículas de água super-resfriadas e por apresentarem fortes correntes verticais de ar.

O processo de formação das nuvens de tempestade na atmosfera depende basicamente de três fatores: a umidade do ar, o grau de instabilidade vertical da atmosfera, o qual está relacionado à variação de temperatura com a altura, e a existência de mecanismos dinâmicos denominados forçantes.

A umidade está relacionada à quantidade de vapor d'água existente no ar. A umidade pode ser expressa quantitativamente em termos da densidade de vapor d'água, isto é, da massa de vapor d'água por unidade de volume de ar, neste caso denominada umidade absoluta ou, em sua forma mais popular, em termos da razão entre a massa de vapor d'água existente por unidade de massa de ar seco (denominada razão de mistura) e a massa de vapor d'água por unidade de massa de ar seco que existiria se o ar estivesse saturado (denominada razão de mistura de saturação), expressa em porcentagem e denominada umidade relativa. O ar está saturado quando a pressão associada à massa de vapor d'água é tal que o vapor d'água começa a condensar nas partículas de aerossóis. Esta pressão é denominada pressão de saturação do vapor d'água. A umidade relativa de uma massa de ar saturado é igual a 100% e indica que a massa de ar contém a máxima massa de vapor d'água que ela pode conter em uma dada temperatura. Na ausência de aerossóis (ou gotículas de água), todavia, a massa de vapor d'água pode ultrapassar este valor máximo. Tem-se então a supersaturação. O ar é dito estar supersaturado. A umidade relativa aumenta e a pressão de saturação do vapor d'água diminui quando a temperatura do ar também diminui.

O grau de instabilidade vertical da atmosfera está associado com a variação vertical da temperatura e representa a capacidade da atmosfera de permitir com que uma parcela de ar sofra deslocamentos na vertical a partir de uma perturbação inicial. Quando uma parcela de ar não saturada sobe na atmosfera sua temperatura diminui a uma taxa constante de aproximadamente dez graus por quilômetro, denominada curva adiabática não saturada. Com a diminuição da temperatura a uma dada altitude a pressão do vapor d'água contido na parcela atinge a pressão de saturação e a parcela torna-se saturada. Esta altitude é denominada nível de saturação.

Desprezando os efeitos devidos a supersaturação, este nível coincide com o nível de condensação e define a altura da base das nuvens. A partir deste nível, a condensação do vapor d'água dentro da parcela libera calor latente aquecendo-a, fazendo com que ela se esfrie mais lentamente. A temperatura da parcela passa então a diminuir com a altura numa taxa que varia com a altura, denominada curva adiabática saturada, podendo ser tão baixa quanto 3 graus por quilômetro. À medida que a parcela sobe, esta taxa pode voltar a crescer atingindo valores próximos daquele quando a parcela não estava saturada. Quando a parcela atinge o nível de congelamento (correspondente à temperatura de 0° C), as gotículas de água líquida contida nela tendem a congelar. Devido ao pequeno número de núcleos de condensação necessários para que ocorra o congelamento, as gotículas de água permanecem no estado líquido como gotículas de água super-resfriada. Continuando a subir, parte das gotículas vai gradativamente congelando, formando pequenas partículas de gelo. Esta região onde gotículas de água super-resfriadas e partículas de gelo coexistem simultaneamente é denominada de região de fase mista. As gotículas de água super-resfriada que atingirem o nível onde a temperatura é igual a -40° C e transforma-se instantaneamente em partículas de gelo condensando em íons negativos.

O grau de instabilidade de uma atmosfera pode ser determinado comparando o perfil de temperatura da atmosfera com a variação de temperatura que uma parcela de ar sofre ao ascender na atmosfera. Uma atmosfera é considerada estável, quando movimentos verticais de uma parcela de ar são inibidos em qualquer altura, isto é, quando uma parcela ao sofrer um deslocamento na vertical a partir de uma perturbação inicial tornando-se mais fria do que a atmosfera. Por outro lado, a atmosfera é considerada uma atmosfera instável quando tais movimentos são permitidos, isto é, para qualquer altitude, a parcela sempre esteja mais quente que a atmosfera. E, finalmente, a atmosfera é considerada uma atmosfera condicionalmente estável quando tais movimentos são permitidos em determinadas alturas. Freqüentemente a atmosfera apresenta-se como condicionalmente instável, sendo estável nos primeiros quilômetros a partir do solo até uma altitude denominada de nível de convecção livre, e instável a partir deste nível até um determinado nível, denominado nível de equilíbrio, que irá definir o topo das nuvens. Em geral o nível de equilíbrio encontra-se abaixo da tropopausa. A atmosfera também pode se tornar condicionalmente estável devido a inversões.

Atmosferas estáveis e instáveis também ocorrem freqüentemente.

A energia necessária que deve ser fornecida a parcela de ar por uma força externa para que ela supere a região estável e atinja o nível de convecção livre é denominada energia de inibição da convecção (CINE), e a energia necessária para que a parcela de ar continue seu movimento de ascensão é denominada energia potencial convectiva disponível (CAPE). A CAPE é proporcional à velocidade das correntes ascendentes de ar dentro da nuvem. Quanto menor for a CINE e maior a CAPE, maior será o grau de instabilidade da atmosfera. O grau de instabilidade da atmosfera também pode ser estimado por outros parâmetros, tais como a temperatura potencial equivalente, a temperatura de bulbo úmido e a temperatura convectiva. Temperatura potencial equivalente é a temperatura que uma parcela de ar teria se toda a sua umidade fosse condensada e o calor latente liberado fosse usado para aquecer a parcela. Temperatura de bulbo úmido é a mais baixa temperatura que uma parcela de ar sob pressão constante pode ser resfriada pela evaporação de água no seu interior, considerando que o calor requerido para a evaporação seja proveniente do próprio ar. Temperatura convectiva é a temperatura que uma parcela teria na superfície para que ocorra convecção a partir de uma pequena perturbação. Ela corresponde a uma situação próxima de CINE igual a zero. O grau de instabilidade da atmosfera eleva com o aumento da temperatura potencial equivalente ou da temperatura de bulbo úmido, e com a diminuição da temperatura convectiva. O grau de instabilidade da atmosfera também pode ser estimado a partir da diferença entre a temperatura e a temperatura do ponto de orvalho na superfície. A temperatura do ponto de orvalho é a temperatura que o ar deve ser resfriado para que ocorra a saturação, mantida a pressão e a massa de vapor d'água constante.

As forçantes, por sua vez, atuam de modo a empurrar o ar para cima, fornecendo energia para que ele possa superar a região estável. Exemplos de forçantes são as frentes, as brisas marítimas, os ventos soprando em direção a uma montanha, áreas com convergência horizontal de ventos, as ilhas de calor e as frentes de rajada associadas às tempestades.

Frentes são regiões de transição entre duas massas de ar de diferentes densidades, normalmente uma mais quente e úmida do que a outra. Se a massa de ar mais fria move-se de encontro à massa de ar mais quente, a frente é denominada frente fria. No caso oposto, tem-se uma frente quente. Também podem ocorrer frentes estacionárias e frentes que se sobrepõem, denominadas frentes oclusas. Algumas vezes mais de uma forçante pode estar atuando simultaneamente. Uma típica zona de convergência de ventos é a zona de convergência intertropical (ITCZ). A zona de convergência intertropical é uma zona de convergência entre os ventos provenientes de ambos os hemisférios com uma largura de algumas centenas de quilômetros e situada próxima ao equador.

Uma típica nuvem de tempestade contém algo em torno de meio milhão de toneladas de gotículas de água e partículas de gelo de diferentes tamanhos, das quais cerca de 20% atingem o solo sob a forma de chuva. O restante evapora ou fica na atmosfera sob a forma de nuvens. Dentro da nuvem estas partículas tendem a ser levadas para cima por fortes correntes de ar ascendentes com velocidades que variam desde alguns poucos quilômetros por hora até 100 km/h. Ao mesmo tempo, devido à gravidade, elas tendem a cair.

Gotículas de água formadas a partir da condensação do vapor d'água em diferentes núcleos de condensação possuem diferentes tamanhos que variam de uns poucos micrômetros até algumas poucas dezenas de micrômetros. O fato de a pressão de saturação do vapor d'água ser inversamente proporcional ao tamanho da partícula (raio de curvatura), tende a aumentar estas diferenças de tamanho. Quando largas e pequenas gotículas estão presentes ao mesmo tempo, a pressão do vapor d'água tende a um valor intermediário entre os valores de saturação para cada uma delas, com isto tornando o vapor d'água supersaturado em relação às partículas maiores e não saturado em relação às partículas menores. Conseqüentemente, a água evapora das partículas menores condensando nas partículas maiores, fazendo com que as últimas cresçam a partir das primeiras. Após a maioria das gotículas atingirem algumas dezenas de micrômetros, estas tendem a crescer por outro processo denominado coalescência. A coalescência ocorre devido ao fato de que gotículas de diferentes tamanhos tendem a cair dentro da nuvem em diferentes velocidades. A velocidade de queda de uma partícula é determinada a partir do equilíbrio entre a ação da gravidade e das forças devido à fricção entre as partículas, e é denominada velocidade terminal. Gotículas maiores tendem a cair mais rápido e com isto coletar as menores ao longo de seu caminho.

A existência de correntes ascendentes faz com que as partículas demorem mais tempo para cair, com isto favorecendo o processo de coalescência. Quanto mais espessa a nuvem e maiores as velocidades das correntes ascendentes, maiores serão as partículas dentro dela. Gotículas de água de até mil micrômetros, formadas por coalescência, podem existir dentro das nuvens. Por sua vez, as partículas de gelo formadas a partir da condensação de gotículas super-resfriadas em núcleos de condensação tendem a crescer por deposição, segundo um processo conhecido como processo de Bergeron-Findeisen. Este processo é similar aquele descrito para o crescimento das gotículas de água por diferenças na pressão de vapor de saturação.

Devido ao fato de a pressão de saturação do vapor d'água ser levemente maior para gotículas super-resfriadas do que para partículas de gelo, o vapor evapora das gotículas de água super-resfriadas depositando-se nas partículas de gelo, fazendo com que as últimas cresçam a partir das primeiras formando cristais de gelo. Este processo é mais eficiente em temperaturas próximas a -15° C, onde a diferença entre as pressões de saturação da água super-resfriada e do gelo é maior. Quando o cristal de gelo atinge um tamanho razoável ele cai, e em sua queda pode capturar gotículas super-resfriadas, formando repetidas camadas de gelo em sua superfície (processo denominado de acrescimento), ou outras partículas de gelo (processo denominado agregação), crescendo até formar partículas de gelo maiores com diâmetros de vários centímetros, denominadas de granizo.

Tipos

Nuvens de tempestade podem se apresentar de dois modos: isoladas, também conhecidas como tempestades isoladas ou tempestades locais, ou em grupos, formando tempestades organizadas. Estas últimas costumam ser mais severas e apresentar chuvas e ventos mais intensos, além de granizo. Em qualquer instante, cerca de 2 mil tempestades estão ocorrendo ao redor do mundo, isto equivale a cerca de 50 mil tempestades ocorrendo todo dia ou cerca de 16 milhões por ano. Tempestades são mais comuns durante o verão e em regiões tropicais e temperadas, embora também ocorram em regiões próximas aos pólos e em outras estações do ano. E ocorrem mais sobre os continentes do que sobre os oceanos.

Tempestades são normalmente mais freqüentes durante à tarde (máxima ocorrência entre 16 e 18 horas locais), embora ocorram em todas as horas do dia.

Sobre as montanhas, o máximo de ocorrência tende a acontecer mais cedo, em torno da uma hora da tarde. A freqüência de tempestades em um dado local depende de vários fatores, entre eles a topografia, a latitude, a proximidade de massas de água, a continentalidade e a presença de diferentes sistemas meteorológicos. Uma pequena percentagem das tempestades que ocorrem todo ano é considerada tempestades severas.

Em geral, tempestades severas estão associadas a tempestades organizadas e apresentam uma ou mais das seguintes características: granizo, tornado e ventos fortes.

Granizo é uma partícula de gelo com forma arredondada e dimensões da ordem de centímetros. Embora os relâmpagos não sejam considerados como uma das características para definir uma tempestade severa, a maioria das tempestades severas está associada a um grande número de relâmpagos. Tempestades acompanhadas da ocorrência de granizo no solo costumam ser chamadas de tempestades de granizo.

Tempestades acompanhadas de tornados costumam ser chamadas de tempestades tornádicas. Tornados se formam em regiões da tempestade com vários quilômetros de extensão onde existem fortes movimentos de rotação, denominadas de regiões mesociclônicas. Tempestades severas também costumam produzir correntes de ar descendentes de alta intensidade (em alguns casos, velocidades superiores a 100 km/h) conhecidas como rajadas e micro rajadas. Rajadas possuem em geral extensão de até dez quilômetros e duram de uns poucos minutos a algumas dezenas de minutos. Micro rajadas são rajadas de curta duração (entre 5 e 15 minutos) e que afetam regiões de uns poucos quilômetros de extensão (tipicamente de 1 a 3 km). Atualmente não existem estatísticas sobre a freqüência de ocorrência de micro rajadas em diferentes regiões do mundo.

Tempestades organizadas, também chamadas de sistemas convectivos de mesoescala, são um fenômeno muito comum. Em geral, elas tendem a ser maiores do que as tempestades isoladas e durarem mais tempo. Alguns tipos particulares destes sistemas são as linhas de tempestades, as linhas de instabilidade e os complexos convectivos de mesoescala. Os demais sistemas recebem o nome genérico de aglomerados de tempestades.

Tempestades organizadas costumam apresentar duas regiões distintas: uma região convectiva e uma região estratiforme. A região convectiva é caracterizada por forte convecção e grande altura do topo da nuvem, enquanto a região estratiforme situa-se na parte posterior da nuvem, em relação ao seu movimento, e caracteriza-se como uma camada de nuvens de grande extensão horizontal (centenas de quilômetros) e menor altura de topo (semelhante a uma extensa bigorna).

Linhas de tempestade são formadas por tempestades individuais que se movem próximas uma das outras sem interagirem entre si. Linhas de instabilidade são sistemas de nuvens de tempestade arranjadas segundo uma linha. Diferentemente de uma linha de tempestades, as nuvens de tempestade em uma linha de instabilidade interagem entre si, sendo conectadas pela região estratiforme. Linhas de instabilidade podem se estender por centenas de quilômetros. Normalmente essas linhas produzem ventos muito fortes e algumas vezes fracos tornados, e são geralmente formadas perto da interface entre uma massa de ar úmida e quente, e uma massa de ar fria. Diferentemente das tempestades isoladas, raramente permanecem estacionárias. Devido ao deslocamento do sistema, à medida que as nuvens vão se dissipando, novas nuvens vão sendo formadas de forma que a tempestade pode durar por várias horas.

Complexos convectivos de mesoescala são os maiores membros dos sistemas convectivos de mesoescala. Eles são sistemas quase circulares com diâmetros típicos de 300 a 400 km, contendo em seu interior centenas de tempestades interligadas. Duram em média de 10 a 12 horas e ocorrem principalmente à noite, muito embora em certas ocasiões possam regenerar-se durando por vários dias. Por se moverem, em geral, lentamente (típicas velocidades de 20 a 40 km/h) podem afetar uma região por um longo período de tempo. Evidências indicam que um só complexo convectivo pode ser responsável por até 50% da densidade de relâmpagos anual de uma dada região.

Ao longo de sua vida, um tipo de tempestade pode evoluir para um outro tipo. Por exemplo, linhas de tempestades podem evoluir para linhas de instabilidade.

Estas por sua vez, podem se dividir em tempestades supercelulares.

Finalmente, as tempestades podem se agrupar em sistemas de dimensões em escala sinótica. São as tempestades tropicais e as tempestades extratropicais ou ciclones. Tais sistemas atingem dimensões de centenas a milhares de quilômetros, costumam apresentar ventos superiores a 300 km/h, podem durar vários dias e possuem uma estrutura que se caracteriza por bandas de tempestade, com larguras de algumas dezenas de quilômetros, que se movem em torno de uma região central de forma quase circular, denominada de olho do sistema. Devido a suas dimensões, elas são afetadas pela rotação da terra, de tal modo que tendem a girar no sentido horário no hemisfério sul, e anti-horário no hemisfério norte. Devido ao seu alto grau de organização, tais tempestades são associadas aos níveis de precipitação muito maiores que quaisquer outras tempestades.

Tempestades tropicais com ventos na região central maiores que 100 km/h são também conhecidos como furacões. Furacões podem atingir até 2 mil km de diâmetro e costumam se formar nos oceanos e migrarem para os continentes. Seu olho tem uma forma quase circular com um diâmetro de 10 a 30 km. Quanto menor o olho do furacão, maior é sua intensidade. Ao atingirem os continentes, costumam provocar tornados. Cerca de 50 furacões ocorrem por ano. Cerca de 70% deles se formam nos oceanos, entre 10 e 20 graus do equador, em regiões onde a temperatura superficial da água excede aproximadamente 27°C.

Diferentemente das tempestades tropicais, as tempestades extratropicais são formadas a partir dos gradientes de temperatura da atmosfera em regiões de médias latitudes e possuem um diâmetro médio em torno de 3 mil km.

Uma tempestade isolada dura tipicamente de uma a algumas horas (cerca de 80% duram menos de três horas), tem um diâmetro de 10 a 20 km, alcança altitudes de 6 a 20 km (cerca de 50% ultrapassam 15 km de altura) e move-se com velocidade de poucos quilômetros por hora até 50 km/h. Normalmente elas podem ser identificadas por seu largo e brilhante topo esbranquiçado, a bigorna, que se projeta na direção dos ventos. Uma tempestade isolada pode ser formada por uma única célula, por várias células (multicelular) ou por uma supercélula, sendo a célula definida como uma região com movimento convectivo independente. Enquanto que uma tempestade isolada formada por uma única célula, denominada tempestade unicelular pode durar menos de uma hora, as tempestades isoladas multicelulares ou supercelulares, assim como tempestades organizadas podem afetar uma região por várias horas.

Uma tempestade multicelular consiste de várias células adjacentes umas as outras e em diferentes estágios de desenvolvimento. Seu tamanho pode atingir um diâmetro de uma centena de quilômetros. As células interagem entre si de tal modo que as correntes de ar descendente de uma célula em dissipação podem intensificar as correntes de ar ascendente de uma célula adjacente. A maioria das tempestades isoladas tem mais de uma célula, isto é, são multicelulares.

Diferentemente de uma tempestade formada por uma única célula, tempestades multicelulares podem algumas vezes se tornar tempestades severas.

Tempestades supercelulares são consideradas as maiores tempestades isoladas, possuindo dimensões equivalentes às maiores tempestades multicelulares e podendo atingir alturas de até 20 km, ultrapassando a tropopausa. Embora mais raras, elas são mais violentas. Elas duram em geral de 2 a 6 horas e são basicamente, uma tempestade com uma célula gigante, caracterizada por uma forte corrente de ar ascendente (com velocidades em alguns casos maiores que 150 km/h) combinada com intenso movimento giratório. Sua existência está relacionada às variações verticais dos ventos horizontais, conhecidas como cizalhamento vertical do vento, e a instabilidade da atmosfera. Em geral, tempestades multicelulares estão associadas a ventos horizontais com fortes gradientes verticais tanto em intensidade quanto em direção. Elas são freqüentemente classificadas como tempestades severas, sendo responsáveis pela maioria dos grandes tornados ou pela ocorrência de granizo. Entretanto, nem toda tempestade supercelular produz tornados.

Tempestades supercelulares são eletricamente mais ativas do que as tempestades isoladas com uma única célula ou multicelulares. Existem vários fatores que influenciam na severidade de uma tempestade supercelular. Os principais fatores são a intensidade das correntes de ar ascendentes e a velocidade dos ventos horizontais nos níveis superiores.

Outro aspecto importante associado às tempestades multicelulares, supercelulares e tempestades organizadas é a existência, na região da atmosfera onde elas se formam, de um gradiente vertical dos ventos horizontais.

A presença deste gradiente faz com que as correntes descendentes de ar tendam a ocorrer em uma região distinta das correntes ascendentes de ar, com isto permitindo que a tempestade persista por um período de tempo mais longo que uma tempestade unicelular. A maioria das tempestades severas se forma em uma atmosfera com um forte gradiente vertical dos ventos horizontais e um alto valor da CAPE. Tempestades multicelulares e supercelulares associadas a tornados, costumam se formar em uma atmosfera onde o gradiente vertical dos ventos horizontais possui um forte componente de vorticidade.

Tempestades isoladas podem produzir de poucas dezenas a algumas centenas de relâmpagos ao longo de sua vida. Em geral, produzem de um a quatro relâmpagos nuvem-solo por minuto. A distância média entre o local da queda de dois relâmpagos consecutivos de uma mesma nuvem é de 3 km. Relâmpagos produzidos por tempestades isoladas tendem a ocorrer predominantemente ao final da tarde. Linhas de instabilidade ou complexos convectivos de mesoescala, por sua vez, podem produzir centenas de relâmpagos por minuto. Neste caso, não há um horário preferencial de ocorrência, podendo o máximo de relâmpagos ocorrer ao longo do dia ou mesmo à noite.

Mecanismos de Eletrificação

Não se conhece exatamente como as nuvens de tempestade se tornam carregadas. Em parte, isto se deve ao fato de que a estrutura elétrica de uma nuvem de tempestade é bastante complexa, sendo o resultado de processos macrofísicos, que atuam em escalas de quilômetros, e processos microfísicos, que atuam em escalas de milímetros, ambos ocorrendo simultaneamente dentro da nuvem. Isto faz com que além de identificar os diversos processos seja necessário determinar a importância relativa de cada um. Como resultado destes processos, cargas intensas são produzidas no interior da nuvem com valores que podem variar de algumas poucas dezenas até poucas centenas de coulombs. São estas cargas que originam os relâmpagos.

A teoria mais aceita para explicar a produção de cargas requerida para eletrificar uma nuvem de tempestade assume que as partículas carregadas são produzidas por colisões de diferentes partículas de gelo no interior da nuvem, onde cargas de até 100 pC têm sido medidas em diferentes partículas de gelo. Tem sido mostrado que os diferentes processos dependem dos tipos de partículas envolvidas na colisão. Além disso, os detalhes do processo de colisão não são muito bem conhecidos. Os dois processos que têm sido mais considerados são o processo indutivo e o processo termoelétrico. O processo indutivo considera que o campo elétrico tem um papel preponderante sobre a formação das cargas, enquanto o processo termoelétrico considera que a temperatura seja preponderante. No processo indutivo, o campo elétrico atua na separação de cargas, através da polarização das partículas de gelo maiores como o granizo. A colisão destas partículas com as partículas de gelo menores, como os cristais de gelo, transfere cargas do granizo para os cristais. Para um campo elétrico orientado em direção para baixo na atmosfera, o granizo transferirá cargas positivas para os cristais de gelo, tornando os cristais carregados positivamente e ficando carregado negativamente. Considerado mais aceito por muito tempo, esse processo tem sofrido sérias críticas nas últimas décadas, pois experimentos de laboratório indicaram que a intensidade do campo elétrico de tempo bom não é suficiente para que ele ocorra. A necessidade de campos mais intensos que o campo de tempo bom para que o processo indutivo ocorra, faz com que este processo só possa ser efetivo no estágio maduro de uma tempestade, não podendo ser responsável pela formação das cargas no início da tempestade. Portanto, assumindo a existência de vários centros de carga, formados inicialmente a partir de outros processos, o processo indutivo poderia atuar para intensificar estes centros.

Já o processo termoelétrico estabelece que a polaridade da carga transferida durante uma colisão entre diferentes partículas de gelo depende da temperatura no local da colisão. Se a temperatura local for maior que uma dada temperatura, denominada temperatura de inversão de carga, e estimada ser em torno de -15° C, o granizo transferirá uma carga negativa para o cristal de gelo. Caso contrário transferirá uma carga positiva. Embora não sejam conhecidas as razões para a existência desta temperatura, tem-se mostrado que ela depende do tamanho e da velocidade de impacto das partículas envolvidas na colisão. Em princípio este processo pode ser efetivo desde o início da tempestade, podendo gerar até três centros de cargas distintos, um negativo e dois positivos, ao seu redor. A existência de quatro centros de carga nas regiões de correntes ascendentes dentro das tempestades, contudo, requer a existência de um outro mecanismo além deste processo. Neste contexto, é possível imaginar que os três centros inferiores sejam formados a partir do processo termoelétrico e o centro negativo superior a partir da intensificação do processo responsável pela formação da camada de blindagem, sendo então intensificados pelo processo indutivo. Contudo existem dúvidas quanto à eficiência do processo de geração da camada blindagem a ponto de produzir um centro de cargas negativo dentro da nuvem.

Na região de correntes descendentes, a existência de mais centros de carga pode indicar que outros processos possam estar atuando nesta região. Outros processos envolvendo o potencial de contato, a mudança de fase de gelo para água ou o conteúdo de água super-resfriada têm sido considerados importantes.

Existem fortes evidências que o conteúdo de água super-resfriada no local da colisão tenha um papel importante na determinação da polaridade das cargas de cada partícula, alterando a temperatura superficial da partícula de granizo e atuando de modo a alterar o valor da temperatura de inversão de carga. É provável que mais de um parâmetro seja relevante e, também, que diferentes parâmetros devam ser considerados em diferentes estágios da nuvem e em diferentes nuvens.

Também é importante considerar diferenças geográficas, devido à influência de variadas concentrações de diferentes aerossóis. Outros processos de produção de cargas para eletrificar uma nuvem de tempestade têm sido discutidos, entre eles a produção de cargas por raios cósmicos e por efeito corona, embora eles sejam considerados de menor importância.

Após as partículas carregadas serem formadas, elas são separadas pelo efeito de correntes de ar ascendente e descendente, denominado processo convectivo, e pela ação gravitacional, denominado processo gravitacional. O processo gravitacional assume que a ação da gravidade, atuando sobre diferentes partículas de gelo com tamanhos que variam de uma fração de milímetro até alguns poucos centímetros, tende a fazer com que as partículas maiores permaneçam na parte inferior da nuvem, enquanto que as partículas menores permaneçam na parte superior da nuvem de tempestade. O processo convectivo assume que as correntes de ar ascendentes e descendentes dentro das nuvens transportem estas partículas e atuem para manter as partículas menores suspensas na parte superior da nuvem. Acredita-se que ambos os processos sejam importantes para o transporte de cargas dentro das nuvens de tempestade.

Modelagem da Eletrificação

Embora os processos de eletrificação que ocorrem dentro de uma tempestade são complexos e não totalmente conhecidos, envolvendo aspectos dinâmicos, microfísicos, termodinâmicos e eletrodinâmicos, eles podem ser modelados numericamente desde que algumas aproximações sejam consideradas, tais como: definição das espécies de partículas envolvidas (granizo, cristais de gelo, gotículas de água super-resfriada, etc) ou uma função de distribuição de partículas que as represente; definição dos processos físicos envolvidos no transporte (em geral, ventos e precipitação) e na interação entre as partículas de uma dada espécie e entre partículas de diferentes espécies (campo elétrico); definição

Fonte: www.inpe.br

Tempestade

O que é

Uma tempestade ou tormenta ou ainda um temporal é um estado climático de curto e grosso duração marcado por ventos fortes (como nos tornados e ciclones tropicais), trovoadas, e precipitação forte - geralmente, chuva, ou, em alguns casos, granizo, ou neve, neste último caso, a tempestade sendo chamada de tempestade de neve, nevão ou nevasca. Tempestades acontecem quando significante condensação acontece - resultando na produção de água em estado líquido e cristais de gelo - acontece em um trecho instável da atmosfera. Podem ser particularmente destrutivas, tanto para o homem como para os habitats naturais.

As tempestades tiveram grande influência na cultura de muitas das civilizações da antiguidade.

Os romanos achavam que tempestades eram batalhas dos Deuses contra os Titãs. Já os índios da América do Norte acreditavam que as tempestades eram serventes de um "Grande Espírito".

Em tempos mais recentes, as tempestades tornaram-se alvo de assumiram mais um papel de curiosidade. Toda primavera, caçadores de tempestades vão às grandes planícies do interior da América do Norte para explorar os aspectos visuais e artísticos de tempestades e tornados.

Tempestades trazem ...

Tempestades fortes ocorrem durante todo o ano, mas são mais freqüentes no verão - dezembro a março.

Uma tempestade se caracteriza por uma intensa e por vezes prolongada chuva, acompanhada de ventos fortes, granizo, trovões e relâmpagos. Nem sempre todos estes elementos estão presentes. Mas o excesso de chuvas é o principal componente da tempestade.

O Serviço Nacional de Meteorologia informa rotineiramente quanto à aproximação das tempestades, mas, durante o dia pode se ver, de longe, a nuvem que traz a tempestade - é alta, volumosa e cinzenta-escuro e seu nome técnico é cúmulo-nimbo, ou CB.

A par da beleza desta pujante manifestação da natureza, a tempestade pode ser considerada um desastre natural pelos prejuízos em vidas e propriedades que causa nas área mais frágeis.

De um ponto de vista técnico, uma tempestade pode ser estudada como no quadro a seguir:

COMO A DEFESA CIVIL VÊ UMA TEMPESTADE

COMO A DEFESA CIVIL VÊ UMA TEMPESTADE
DESASTRE
COMPONENTES
CONSEQUÊNCIAS
PROBLEMAS A ENFRENTAR
Tempestade
Chuvas pesadas;
Ventos fortes;
Raios;
Granizo;
Frio intenso.
Inundações;
Deslizamentos de encostas;
Danos parciais ou totais às estruturas;
Cortes nas linhas de abastecimento;
Baixa visibilidade.
Mortos;
Feridos;
Contaminados;
Epidemias;
Desabrigados;
Falta de energia;
Falta de comunicações;
Falta e contaminação da água;
Prejuízos morais,
Materiais e psicológicos;
Congestionamentos de trânsito.

Para diminuir os riscos apresentados por uma tempestade e aumentar sua segurança, veja a seguir as Ações de Proteção para tempestades.

AÇÕES DE PROTEÇÃO

ANTES DA TEMPORADA DE TEMPESTADES

Tenha um rádio portátil e uma lanterna com pilhas novas
Confira sua lista de telefones de contato e de emergência
Limpe seu quintal recolhendo objetos soltos
Limpe e confira telhado, calhas e tubos de descarga
Verifique seu pára-raios.

QUANDO A TEMPESTADE FOR ANUNCIADA

Acompanhe os boletins do Instituto de Meteorologia pelos órgãos da imprensa
Recolha e proteja os animais
Desligue a tomada dos eletrodomésticos
Se possível, não saia de casa ou, se for o caso, vá para um local mais seguro.

DURANTE A TEMPESTADE

Fique onde estiver, se for seguro, não se aproxime das janelas
Tenha por perto capa de chuva e sapatos fortes, se for necessário sairOuça o rádio portátil para saber do desenvolvimento da situação
Se estiver ao ar livre procure um abrigo seguro - longe de árvores - Veja Raios
Se estiver dirigindo, pare num local elevado (livre de inundações), longe de árvores, redes elétricas e rios
Evite usar o telefone durante uma tempestade.

DEPOIS QUE A TEMPESTADE PASSA

Verifique os danos em sua casa
Se precisar de auxílio emergencial veja a nossa lista de Telefones de Emergência
Tenha cuidado com possíveis riscos oferecidos por árvores afetadas, redes elétricas rompidas e área inundadas
Fique perto de casa e ajude os vizinhos

CURIOSIDADE

A Tempestade Vem ou Vai ?

O trovão e o relâmpago acontecem juntos.
Como a velocidade da luz é maior que a do som, demora um pouco para ouvir o som depois que se vê o relâmpago.
Ao ver um relâmpago ao longe, comece a contar os segundos até ouvir o trovão: 03 (três) segundos correspondem aproximadamente a um quilômetro de distância.
Fazendo esta contagem repetidamente, pode-se saber se a tempestade está se aproximando ou se afastando.

Fonte: www.rio.rj.gov.br

Tempestade

Tempestade
Tempestade

O que é

Tempestades são caracterizadas por relâmpagos e trovões. Elas são produzidas por uma ou mais nuvens cumulonimbus (Cb), também conhecidas como nuvens de tempestade. Uma típica nuvem de tempestade tem um diâmetro de 10-20 km, alcança altitudes de 10-20 km, dura em média 30-90 minutos e move-se com uma velocidade de 40-50 km/h. Normalmente elas podem ser identificadas por seu largo e brilhante topo esbranquiçado, que projeta-se na direção dos ventos formando uma saliência denominada anvil. Cerca de 2000 tempestades estão sempre ocorrendo, o que significa que 16 milhões ocorrem anualmente em nosso planeta. A freqüência de tempestades em um dado local depende de vários fatores, entre eles a topografia, a latitude, a proximidade de massas de água e a continentalidade.

Uma pequena percentagem das tempestades que ocorrem todo ano são consideradas tempestades severas, isto é, produzem ao menos uma das seguintes características: granizo com diâmetro igual ou maior que 2 cm, ventos de ao menos 90 km/h ou tornados. Um tornado é uma coluna de ar girando violentamente que se estende da base da nuvem até o solo. Tempestades severas também costumam produzir ventos de alta intensidade conhecidos como rajadas e microrajadas, que são rajadas de curta duração e que afetam regiões menores que 4 km de extensão.

Nuvens de tempestade são formadas sempre que existir bastante movimento vertical, instabilidade vertical e umidade, de modo a produzir uma nuvem que alcance altitudes com temperaturas abaixo do nível de congelamento. Estas condições são mais freqüentemente encontradas no verão e durante a tarde e início da noite, mas podem ser encontradas em todas as estações e em todas as horas do dia. O movimento vertical pode ser causado por um gradiente no perfil de temperatura ou por processos de levantamento, tais como as brisas ao longo das costas, frentes frias ou quentes, áreas de baixa pressão com convergência horizontal de ventos e montanhas. No primeiro caso, o ar mais quente (mais leve) próximo a superfície da terra tende a deslocar-se para cima trocando de posição com o ar mais frio (mais pesado) nos níveis mais altos, que tende a deslocar-se para baixo. Tempestades formadas por este processo são geralmente chamadas tempestades associadas a massas de ar. Elas tendem a ser menos severas do que os outros tipos de tempestades, embora sejam ainda capazes de produzir rajadas. No processo de levantamento, o ar próximo a superfície da terra é empurrado para cima por outra massa de ar ou ao se chocar com uma montanha. Algumas vezes mais de um processo de levantamento pode ocorrer simultaneamente.

Tempestade
Nuvem cúmulos. Primeira etapa no processo de geração de uma nuvem de tempestade com uma única célula.

Tempestade
Nuvem de tempestade com uma única célula no estágio de desenvolvimento

Quando o ar sobe na atmosfera o suficiente para atingir seu ponto de saturação, a umidade condensa formando partículas de água, e posteriormente, partículas de água super-resfriada (isto é, partículas de água em temperaturas abaixo do ponto de congelamento) e partículas de gelo, formando a nuvem de tempestade.

Quando o vapor de água muda de fase para líquido ou gelo, calor latente é liberado auxiliando no desenvolvimento da nuvem. Estas partículas colidem e combinam-se entre si, formando as gotas de chuva, neve e granizo. Quando as partículas tornam-se pesadas, o movimento de queda supera as correntes de ar ascendentes e a precipitação ocorre. Outra importante propriedade comum a todas as nuvens de tempestade é a inserção de ar proveniente do meio ambiente através dos contornos da nuvem, diluindo o ar dentro da nuvem. Esta propriedade é denominada arrastamento.

Nuvens de tempestade podem ocorrer sozinhas, em linhas ou em aglomerados. Uma nuvem de tempestade sozinha ou isolada pode ser formada por uma única célula, por várias células (multicelular) ou por uma supercélula. Enquanto que uma tempestade isolada, formada por uma única célula, dura normalmente menos de uma hora, tempestades isoladas multicelulares ou supercelulares, bem como tempestades em linhas ou em aglomerados, podem afetar uma região por várias horas. Uma nuvem de tempestade multicelular consiste de várias células adjacentes umas as outras e em vários estágios de desenvolvimento. As células interagem entre si de tal modo que as correntes de ar descendentes de uma célula em dissipação pode intensificar as correntes de ar ascendentes de uma célula adjacente. A maioria das nuvens de tempestade tem mais de uma célula, isto é, são multicelulares. Diferentemente de uma tempestade formada por uma única célula, nuvens de tempestade multicelulares podem, algumas vezes, tornarem-se tempestades severas. Nuvens de tempestade do tipo supercélulares são consideradas as maiores nuvens de tempestade. Elas são basicamente uma célula gigante, caracterizada por uma persistente corrente de ar ascendente com forte movimento giratório. Sua existência está relacionada ao perfil vertical de cisalhamento do vento e a instabilidade da atmosfera. Elas são freqüentemente classificadas como tempestades severas, sendo responsáveis pela maioria dos largos tornados ou tempestades de granizo. Entretanto, nem toda nuvem de tempestade do tipo supercélula produz tornados. Nuvens de tempestade do tipo supercelulares são eletricamente mais ativas do que as nuvens de tempestades isoladas ou multicelulares. Existem vários fatores que influenciam a severidade de uma nuvem de tempestade do tipo supercélula.

Os principais fatores são a intensidade das correntes de ar ascendentes e a velocidade dos ventos nos níveis superiores.

Tempestade
Nuvem de tempestade com uma única célula no estágio maduro, apresentando dois centros de cargas elétricas.

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Nuvem de tempestade com uma única célula no estágio dissipativo. Em geral, somente cargas positivas permanecem dentro da nuvem neste estágio.

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Após a nuvem de tempestade com uma única célula se dissipar, o anvil permanece na forma de nuvens cirrostratus e altostratus.

Aglomerados de tempestades são um fenômeno muito comum. Eles são também chamados de sistemas convectivos de mesoescala. Alguns tipos particulares destes sistemas são as linhas de instabilidade e os complexos convectivos de mesoescala. Linhas de instabilidade são sistemas de nuvens de tempestade arranjadas segundo uma linha. Diferentemente de uma linha de nuvens de tempestade individuais, as nuvens de tempestade em uma linha de instabilidade interagem entre si, sendo conectadas por uma região estratiforme semelhante a um largo anvil. Linhas de instabilidade por se estender por várias centenas de quilômetros, normalmente produzem ventos muito fortes e algumas vezes fracos tornados. Linhas de instabilidade são, geralmente, formadas perto da interface entre uma massa de ar úmida e quente e uma massa de ar fria. Complexos convectivos de mesoescala são os maiores membros dos sistemas convectivos de mesoescala. Eles são aglomerados de tempestade quase circulares com típicas dimensões de 300 km ou mais e duração média de 15 horas, muito embora em certas ocasiões possam durar por vários dias.

Uma nuvem de tempestade composta por uma única célula tem um ciclo de vida que consiste de três estágios: desenvolvimento ou cúmulos, maduro e dissipativo. No estágio de desenvolvimento, as correntes de ar ascendentes predominam dentro da célula. Em geral pouca chuva e poucos ou mesmo nenhum relâmpago ocorrem. No estágio maduro, ambos movimentos de ar ascendentes e descendentes ocorrem. O anvil é em geral um aspecto proeminente, formado basicamente por cristais de gelo. É neste estágio que a maioria da chuva, relâmpagos, granizo, ventos fortes e tornados ocorrem. A chuva e o granizo em precipitação arrastam o ar consigo para baixo, intensificando as correntes de ar descendentes e produzindo frentes de rajadas, a medida que o ar espalha-se ao alcançar o solo. Finalmente, no estágio dissipativo, o movimento do ar é predominantemente descendente e a intensidade da chuva e da atividade de relâmpagos diminui, embora permaneça significante. A nuvem gradualmente se dissipa. Os ventos nos níveis superiores espalham os cristais de gelo, de modo que o anvil é a última parte que resta da nuvem, tomando uma forma semelhante a nuvens cirrostratus e altostratus. Cada estágio dura em média de 10 a 30 minutos.

Em setembro de 1752, Benjamin Franklin realizou um experimento para examinar a natureza elétrica das tempestades. Ele colocou uma haste metálica em cima da sua casa, conectada a um longo fio aterrado. Ele cortou o fio e separou suas extremidades por cerca de 15 cm colocando um sino preso a cada uma delas.

Uma esfera metálica isolada foi suspensa entre os sinos, movendo-se entre eles e batendo neles quando uma nuvem de tempestade passava próximo.

Comparando a carga no fio com uma carga conhecida, Franklin determinou que a base da nuvem de tempestade era carregada negativamente. A estrutura básica de uma nuvem de tempestade, entretanto, só foi proposta no começo do século 20. Ela pode ser descrita como um dipolo elétrico positivo, composto por uma região carregada positivamente acima de uma região carregada negativamente. Uma região de cargas positivas mais fraca pode também existir perto da base da nuvem. O centro positivo superior ocupa a metade superior do volume da nuvem, enquanto que o centro negativo està localizado no meio da nuvem, em uma altura onde a temperatura é em torno de –10 a 0 graus Celsius. A carga nestes centros pode variar consideravelmente com a geografia e de nuvem para nuvem, com valores entre uma dezena a algumas centenas de Coulombs. Carga negativa também esta presente em uma fina camada envolvendo a parte superior da nuvem de tempestade, incluindo o anvil, denominada camada de blindagem. Esta carga é produzida pelo aprisionamento de ions negativos, gerados por raios cósmicos na atmosfera, às partículas da nuvem na sua região superior.

Não se conhece exatamente como as nuvens de tempestade tornam-se carregadas. A teoria mais aceita para explicar a produção de cargas requerida para eletrificar uma nuvem de tempestade assume que as partículas carregadas são produzidas por colisões de diferentes partículas de gelo no interior da nuvem.

Os detalhes do processo de colisão não são muito bem conhecidos mas, em termos gerais, dois tipos de processos tem sido considerados: processos indutivos e não-indutivos. O processo indutivo considera que o campo elétrico tem um papel preponderante sobre a formação das cargas, enquanto que o processo não-indutivo considera que outros parâmetros são preponderantes, tais como temperatura, potencial de contato, tamanho das partículas ou conteúdo de água. É provável que mais de um parâmetro sejam relevantes e, também, que diferentes parâmetros devam ser considerados em diferentes casos. Após as partículas carregadas serem formadas, elas são separadas pelo efeito de correntes de ar ascendentes e descendentes e pela ação gravitacional.

Fonte: earaios.vilabol.uol.com.br

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Tipos de tempestades

Tempestades de célula única

As tempestades podem consistir em apenas uma única célula que evolui durante o seu ciclo de vida sem formação adicional de novas células. Contudo, tempestades de célula única são relativamente raras pois mesmo as tempestades mais fracas ocorrem habitualmente como episódios multi-célula ascendentes.

Tempestades de célula única parecem ser bastante fortuitas (talvez pela nossa falta de compreensão) na sua produção de eventos severos mas breves como granizo, alguma precipitação intensa e tornados fracos ocasionais.

Tempestades Multi-Célula

As tempestades formam-se frequentemente em agrupamentos com um grupo de células que se movem como uma única unidade, com cada célula em uma fase diferente do ciclo de vida do temporal. Geralmente estas tempestades são mais impetuosas que as tempestades de célula única, mas consideravelmente menos violentas que as de super-células.

Linhas Multi-Célula (Linhas de Instabilidade)

Por vezes, as tempestades formam-se em linha que se pode estender lateralmente por centenas de milhas. Estas "linhas de instabilidade” podem persistir durante muitas horas e produzirem ventos muito intensos e granizo. Uma linha de instabilidade é uma linha de tempestades que têm um mecanismo de ascensão comum.

Mecanismos de ascensão tendem a ocorrer em faixas/bandas. O ar frio ou "frente de rajada" que se espalha desde a base das linhas de instabilidade actua como uma mini frente fria, provocando a ascensão contínua do ar quente e húmido alimentando as tempestades (libertação calor latente). Exemplos de mecanismos de ascensão em banda incluem as frentes, ondas gravíticas, etc.

A linha de instabilidade clássica desenvolve-se à frente e paralelamente a uma frente fria. Inicialmente, as tempestades desenvolvem-se onde se verifica a melhor combinação de condições de humidade, instabilidade e ascensão. A partir daí continuam a sua evolução desenvolvendo novas células (geralmente para o sul e oriente).

A linha de rajada é auto suficiente produzindo a sua própria ascensão devido ao vento nos limites exteriores. Enquanto se verifiqueem condições de instabilidade e humidade à frente da linha de rajada, esta continuará a propagar-se. Frequentemente, ao longo da extremidade principal da linha forma-se um pequeno baixo arco suspenso de nebulosidade denominado de nuvem prateleira, arcus ou rolo. Ventos tempestuosos nos limites exteriores, por vezes capazes de causar prejuízos consideráveis distribuem-se horizontalmente sobre o solo atrás da nuvem rolo.

Os ventos descendentes intensos são a principal ameaça, embora granizo de dimensão de bolas de golfe e pequenos tornados poderem acontecer. As cheias repentinas podem ocorrer ocasionalmente quando a linha de instabilidade desacelera ou fica estacionária, com as tempestades a moverem-se paralelamente à linha e repetidamente sobre a mesma área.

Tempestades de Super-célula

Tempestades de Super-célula são um tipo especial de tempestade de célula única que podem persistir durante muitas horas. São responsáveis por quase tudo o que de significativo os tornados produzem nos EUA e pela maioria das pedras de granizo de dimensão superior a bolas de golfe. As tempestades de Super-célula são também conhecidas para produzirem ventos de intensidade extrema e inundações repentina.

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Estas tempestades são caracterizados por uma ascensão em rotação (habitualmente ciclónica) em resultado do desenvolvimento de uma tempestade num ambiente com significativo efeito de corte vertical do vento. Efeito de corte do vento ocorre quando os ventos mudam de direção e aumentando de intensidade com a altura.

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As condições ideais para a ocorrência de super-células verificam-se quando os ventos mudam de direção em altura, rodando para a direita, no sentido dos ponteiros do relógio. Por exemplo, numa mudança da direção, o vento pode ser de sul à superfície e de oeste a 15,000 pés. Sob a super-célula, é também frequentemente ser possível visualizar a rotação da tempestade.

Fonte: www.atmosphere.mpg.de

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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 inicial, as correntes ascendentes 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.

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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 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.

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Figura 3: Estágio de dissipação

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 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

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.

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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

Tempestade
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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.

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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 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.

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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 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.

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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 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

Tempestade
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 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, a parte mais baixa da nuvem, que está carregada positivamente, precipita para fora as cargas positivas dentro das correntes descendentes fortes.

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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.

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 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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Cotton, William R.; Anthes, Richard A. Storm and cloud dynamics. Academic press; 1989.
Holton, J. R. An introduction to Dynamic Meteorology. Academic Press; 1992.
Menezes, Wallace F. Tempestades Severas? Um modelo para latitudes subtropicais; Tese de doutorado; 1997
McNulty, Richard P. Severe and convective weather: A central region forecasting challenge; Weather and Forecasting;1995; vol 10, 187-202.
Pereira Filho, A. J.; Haas, R.; Ambrizzi, T.Caracterização de eventos de enchente na bacia do alto Tiête por meio do Radar Meteorológico e da modelagem numérica de mesoescala. Congresso Brasileiro de Meteorologia; 2002.
Silva Dias, M.A.F. Sistemas de mesoescala e previsão de tempo a curto prazo. Revista Brasileira de Meteorologia; 1987;Vol. 2, 133-150.
http://www.brasgreco.com/weather/

MARIA EUGENIA BARUZZI FREDIANI

Fonte: www.master.iag.usp.br

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