LI

Linhas de Instabilidade

Organizado por: Rafael Pereira

Revisado por: Igor Stivanelli Custódio

Definição:

Linha de Instabilidade (LI): Qualquer linha não frontal ou banda estreita de tempestades ativas. O termo é usado para descrever linhas contínuas ou espaçadas de tempestades fortes ou severas (Fonte: Glossário  NOAA).

A Linha de Instabilidade é a porção dianteira de um distúrbio propagante em mesoescala, também denominado Squall Line, ela consiste basicamente de Cbs e apresenta na sua retaguarda uma nuvem do tipo bigorna que em geral possui bastante precipitação (Fig. 1). Diferente de outros tipos de tempestades, possui comprimento significante em comparação com sua largura. Pode ser imaginada como qualquer linha contínua ou quase contínua, de células convectivas e é a forma mais frequente de organização destas células de mesoescala (Fonte: Meted/COMET).

Houze (1977) concluiu que a linha de instabilidade tropical é composta de discretos centros ativos de convecção (Cbs) chamados elementos da linha. Novos elementos vão se formando à frente do sistema de linhas de instabilidade, enquanto os elementos na fase madura enfraquecem e fundem-se na retaguarda do sistema, formando a região da bigorna da nuvem (Figura 2 e Animação 1). Cada elemento da linha tem um período de rápido crescimento com o topo da nuvem penetrando a tropopausa com uma altura máxima em torno de 17 km, decrescendo então a uma altura em torno de 13 km, correspondente à altura da bigorna da nuvem onde os elementos da linha fundem-se no final do seu ciclo de vida.

Características e Identificação:

Linhas de instabilidade podem ter centenas de quilômetros de comprimento na direção transversal à sua propagação. Consistem de uma região convectiva e uma região estratiforme. A região convectiva fica na vanguarda da tempestade e geralmente é estreita, caracterizada por fortes correntes de ar ascendentes, raios e chuva forte. As correntes descendentes (Downdrafts) ocorrem com a queda de hidrometeoros (chuva, gelo) e levam para baixo o ar frio que foi resfriado por evaporação. Quando as downdrafts atingem a superfície (terra ou oceano), elas se espalham horizontalmente e criam um limite de vento muito forte e rajadas de vento que é conhecido como a frente de rajada. A frente de rajada lidera a linha de instabilidade e pode ser, na maior parte dos casos, sentida bem antes que a chegada da região de convecção (Figura 2). (Silva Dias, 1987).

Figura 1. Linha de Instabilidade vista de satélite no visível.(Fonte: Lunar and Planetary Institute)

Weisman e Klemp (1984, 1986) mostraram que o cisalhamento vertical do vento influencia diretamente na organização dos sistemas, sua propagação e tempo de vida. A capacidade organizacional é devida à habilidade da frente de rajada do sistema disparar novas células convectivas e de sua corrente ascendente interagir com o cisalhamento vertical do vento para produzir uma estrutura de tempestade maior.

Figura 2. Corte vertical de um Sistema Multicelular ou Linha de Instabilidade. Fonte: Meted/COMET.

Animação 1. Evolução convectiva da Linha de Instabilidade (Corte Vertical). Fonte: Meted/COMET.

As características gerais das LI's foram descritas por Garstang et al. (1994):

• A nebulosidade associada às LI's pode ter temperatura de topo menor que 213 K (indicando alturas de aproximadamente 13-14 km) e pode conter nuvens Cb com temperatura de topo abaixo de 193 K (indicando alturas de aproximadamente 16-17 km);
• Na região convectiva da LI: há convergência na baixa troposfera e divergência em altos níveis;
• Na região estratiforme: há convergência em níveis médios e divergência em níveis baixos e altos.

De acordo com Alcântara (2010), os Jatos de Baixos Níveis têm papel importante no processo de desenvolvimento das torres de Cumulus que compõem as linhas de instabilidade:

• São responsáveis pela organização do sistema em linha;
• Influenciam diretamente nos processos internos das nuvens, como ventilação e entranhamento, a formação de correntes descendentes e a formação de frentes de rajada em superfície que, em última instância, definem as características de propagação.

Em geral as Linhas de Instabilidade são associadas a:

Brisas Marítimas:

Pesquisas mostram que algumas LI têm sua  origem ligada às circulações de brisa (Kousky, 1980; Sun e Orslanski, 1981). O período do dia preferencial para sua formação é durante a tarde, justamente em resposta à penetração da brisa marítima na região costeira. Maior atividade convectiva ocorre no fim da tarde ou início da noite (CAVALCANTI, 1982; COHEN, 1989; GARSTANG et al., 1994).

Figura 3. Linha de Instabilidade Costeira observada por satélite no infravermelho as 21UTC do dia 21 de Abril de 2002. Fonte: Cohen (2004).

Contraste Vegetativo:

De acordo com Cohen (2004), as Linhas de Instabilidade Continental com origem à Leste do Pará e noroeste do estado de Tocantins têm relação com o contraste entre a vegetação e a área desmatada.

Figura 4. Linha de Instabilidade Continental observada por satélite no infravermelho as 21 UTC do dia 15 de Abril de 2002. Fonte: Cohen (2004).

Cohen et al. (2004) notaram semelhança entre o ambiente anterior à formação da LI Continental e da LI Costeira. Ambos os sistemas apresentaram convergência de umidade em baixos níveis e movimentos verticais ascendentes em 500 hPa com configuração horizontal linear em seus locais de iniciação, indicando condições de grande escala favoráveis ao desenvolvimento de convecção.

Frentes Frias:

Em latitudes subtropicais e médias, as linhas de instabilidade aparecem, frequentemente, em situações frontais, sendo que podem aparecer tanto no setor quente como no setor frio.

 Figura 5. Linha de Instabilidade associada a uma frente fria observada por radar (acima) e por satélite no visível. Fonte: Adaptado de SIMEPAR e CPTEC.

Exemplo:

Linha de Instabilidade que atuou entre São Paulo e Rio de Janeiro no dia 30 de Outubro de 2010:

A intensidade dos ventos (Fig. 6) foi maior entre o início e o fim da tarde, e com temperaturas relativamente elevadas. A umidade relativa do ar esteve elevada, com temperaturas do ponto de orvalho superior a 20°C em algumas localidades, indicando uma atmosfera quente e úmida, e portanto, favorável para a ocorrência de instabilidade.

Figura 6. Velocidade das rajadas de vento nos aeroportos de Campinas (SBKP), São José dos Campos (SBSJ), Taubaté (SBTA), Guaratinguetá (SBGW) e Rio de Janeiro/Santos Dumont (SBRJ). Fonte CPTEC.

As imagens do radar mostram que a linha de instabilidade propagou na direção sudoeste-nordeste, apresentando índices de refletividade próximos a 60 dBZ em alguns pontos. No decorrer do seu deslocamento, houve rápida intensificação das nuvens convectivas, como pode ser observado também nas imagens de satélite, que mostram nuvens com temperaturas de topo entre -60°C e -70°C na imagem das 15Z. 

 

 Figura 7.  Imagens do Satélite GOES-12 realçada (acima) e imagens do radar São Roque (SP) - REDEMET (abaixo) referente às 11:00Z (esquerda), 13:00Z (centro) e 15:00Z (direita). Fonte CPTEC.

Na análise da carta de superfície das 18Z do dia 30/10 (Figura 8), nota-se que grande parte de SP estava sob a influência de uma área de baixa pressão. Em altitude (250 hPa), havia forte difluência no escoamento entre o oeste de SP e sul do RJ (Figura 9), enquanto que em nível médio (500 hPa) (Figura 10), a propagação de um cavado de onda relativamente curta reforçou o levantamento de massa, intensificando o processo de convecção. Observa-se ainda a presença de temperaturas relativamente baixas em 500 hPa para essa época do ano, com um núcleo de -9°C sobre o estado do RJ. 

Figura 8. Carta sinótica de superfície das 18Z do dia 30 de Outubro de 2010. Fonte: CPTEC.

Figura 9. Carta sinótica de 250hPa das 18Z do dia 30 de Outubro de 2010. Fonte: CPTEC.

Figura 10. Carta sinótica de 500hPa das 18Z do dia 30 de Outubro de 2010. Fonte: CPTEC.

Linha de Instabilidade que atuou no Norte da Região Nordeste do Brasil no dia 09 de Fevereiro de 2013:
Exemplo elaborado por: Igor Stivanelli Custódio.

A LI foi escolhida verificando os boletins da Climanálise, disponibilizados pelo CPTEC/INPE. A Figura 15, mostra a evolução da LI na costa do Pará, Maranhão e Piauí, mostrando altos valores de temperatura de brilho, principalmente entre os horários das 21 e 00Z. Nesta ocasião, os aeroportos de Belém, São Luís, Parnaíba e Teresina registraram precipitação forte com trovoadas, além de rajadas que variaram entre 19 e 25 nós. Além disso, o aeroporto de São Luís, chegou a registrar visibilidade abaixo de 300 m no horário das 22Z, o que impossibilitou a operação de algumas pistas. Tendo em vista o período de atuação da LI, foram selecionados dois horários para uma análise mais detalhada, o horário das 18Z e 00Z, os quais estão relacionados aos períodos mais próximos do início e máximo da atividade convectiva associada à LI. Para elaborar os campos, foram utilizados os dados disponibilizados pela reanálise do ECMWF (Era-Interim), com resolução de 0,125º de latitude e longitude.

Assim como descrito anteriormente, pela análise das figuras abaixo, nota-se que na região estratiforme da LI (linha azul nas figuras), há um predomínio de divergência em baixos e altos níveis, e convergência em níveis médio. Já na região convectiva (linha vermelha nas figuras), há uma forte convergência em baixos níveis, associada a uma divergência em médios e altos níveis, tal fato pode ser verificado nas Figuras 11 e 13. Além disso, na região da LI, nota-se a presença de uma região com uma pressão relativamente mais baixa do que o entorno, juntamente com a atuação dos ventos alísios 'entrando' no continente, este fato associado a atuação da brisa terrestre foi o mecanismo responsável pelo 'disparo' da convecção na região. Com relação à imagem de satélite, verifica-se que, na região estratiforme da LI, há um predomínio de temperaturas de brilho em torno de -60°C, enquanto que, na região convectiva, a temperatura de brilho varia entra -70 e -80°C

Figura 11. Imagem do satélite GOES-13, de Temperatura de brilho (painel esquerdo) e corte vertical da divergência e velocidade vertical do vento (painel direito) na região da Linha de Instabilidade, no horário das 18Z do dia 09/02/2013. A linha roxa (vermelha) indica uma região com temperatura de brilho menor (maior), indicando assim, uma região estratiforme (convectiva) da LI.

Figura 12. Campos de temperatura e vento em superfície (painel esquerdo) e pressão reduzida ao nível médio do mar com vorticidade (painel direito), para o horário das 18Z do dia 09/02/2013.

Figura 13. Idem à Figura 11, mas para o horário das 00Z do dia 10/02/2013.

Figura 14. Idem à Figura 12, mas para o horário das 00Z do dia 10/02/2013.

Figura 15. Imagens de Temperatura de Brilho do satélite GOES-13 para o período das 18Z do dia 09/02/2013 às 00Z do dia 10/02/2013. (FONTE: CPTEC).

Referências:

Lunar and Planetary Institute - www.lpi.usra.edu/publications/slidesets/clouds/slide_4.html

Glossário NOAA - www.erh.noaa.gov/er/box/glossary.htm

COMET/Meted - www.meted.ucar.edu/mesoprim/severe2/print_version/_p_3.0SquallLines.htm

Sistema Meteorológico do Paraná (SIMEPAR) - www.simepar.br

CPTEC/INPE - www.cptec.inpe.br

ALCÂNTARA, Clênia Rodrigues. Um estudo da relação entre jatos de baixos níveis e linhas de instabilidade na Amazônia. 2010. Tese (Doutorado em Meteorologia) - Instituto de Astronomia, Geofísica e Ciências Atmosféricas, University of São Paulo, São Paulo, 2010. 

CAVALCANTI, I. F. A., 1982.  Um estudo sobre interações entre sistemas de circulação  de escala sinótica e circulações locais.  São José dos Campos, INPE - 2494.

COHEN, J. C. P.; 1989: Um estudo observacional de linhas de instabilidade na Amazônia. DISSERTAÇÃO DE MESTRADO. 121f. Instituto Nacional de Pesquisas Espaciais, São José dos Campos – SP.

COHEN, J. C. P. et al. Linhas de Instabilidade Formadas ao Longo da Costa Atlântica e no Interior do Continente: Estudo de Casos com Modelo de Alta Resolução. In: CONGRESSO BRASILEIRO DE METEOROLOGIA, 13., 2004, Fortaleza. Anais... Brasília: SBMET, 2004. 1 CD-ROM. 

Garstang, M., H. L. Massie, J. Halverson, S. Greco, and J. Scala, 1994. Amazon Coastal squall lines. Part I: Structure and kinematics, Mon. Weather Rev., 122, 608-622.

HOUZE, Jr.; P. V. HOBBS; K. R. BISVIAR and W. M. DAVIS, 1976a: Mesoscale rainbands in extratropical Cyclones. Mon. Wea. Rev., 104, 868-878.

KOUSKY, V. E., 1980. “Diurnal rainfall variation on Northeast Brazil” Mon. Wea. Rew 108, 488- 498.

SILVA DIAS, M. A. F.; 1987. Sistemas de mesoescala e previsão de tempo a curto prazo. Revista Brasileira de Meteorologia, 2, 133-150.

SUN, W. Y.; ORSLANSKI, I.; 1981: Large mesoscale convection and sea breeze circulation. Part I: Linear stability analysis. J. Atmos. Sci., 38, 1675-1693.

Weisman, M. L., and J. B. Klemp, 1984: The structure and classification of numerically simulated convective storms in directionally varying wind shears. Mon. Wea. Rev., 112, 2479-2498.

Weisman, M. L., and J. B. Klemp, 1986: Caracteristics of isolated convective storms. Mesoscale Meteorology and Forecasting. P. Ray, Ed., Amer. Meteor. Soc., 331-358.