Avaliacão - Enos

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UNIVERSIDADE FEDERAL DO RIO GRANDE DO NORTE 
CENTRO DE CIÊNCIAS EXATAS E DA TERRA 
DEPARTAMENTO DE CIÊNCIAS ATMOSFÉRICAS E CLIMÁTICAS 
BACHARELADO EM METEOROLOGIA 
 
 
 
AVALIAÇÃO DA INFLUÊNCIA DO ENOS NAS CARACTERÍSTICAS FÍSICAS E 
MORFOLÓGICAS DAS LINHAS DE INSTABILIDADE NA REGIÃO AMAZÔNICA 
BRASILEIRA 
 
 
 
ORIENTANDO: LORENA MARTINA TRINDADE DE LIMA 
ORIENTADOR: WEBER ANDRADE GONÇALVES 
 
 
 
 
NATAL -RN 
DEZEMBRO – 2018 
 
 
 
 
AVALIAÇÃO DA INFLUÊNCIA DO ENOS NAS CARACTERÍSTICAS FÍSICAS E 
MORFOLÓGICAS DAS LINHAS DE INSTABILIDADE NA REGIÃO AMAZÔNICA 
BRASILEIRA 
 
 
 
 
LORENA MARTINA TRINDADE DE LIMA 
 
 
 
 
 
Trabalho de Conclusão de Curso 
apresentado à Graduação em 
Meteorologia, do Departamento de 
Ciências Atmosféricas e Climáticas da 
Universidade Federal do Rio Grande do 
Norte, como parte dos requisitos à 
obtenção do Título de Bacharel em 
Meteorologia. 
 
 
Orientador: Weber Andrade Gonçalves 
 
 
 
Natal 
Dezembro de 2018 
Lima, Lorena Martina Trindade de.
 Avaliação da influência do ENOS nas características físicas e
morfológicas das linhas de instabilidade na região amazônica
brasileira / Lorena Martina Trindade de Lima. - 2018.
 54f.: il.
 Monografia (Bacharelado em Meteorologia) - Universidade
Federal do Rio Grande do Norte, Centro de Ciências Exatas e da
Terra, Departamento de Ciências Atmosféricas e Climáticas.
Natal, 2018.
 Orientador: Weber Andrade Gonçalves.
 1. Meteorologia - Monografia. 2. Oceanic Niño Index -
Monografia. 3. Sistemas convectivos de mesoescala - Monografia.
4. Oceano-Atmosfera - Monografia. 5. Precipitação - Monografia.
I. Gonçalves, Weber Andrade. II. Título.
RN/UF/CCET CDU 551.5
Universidade Federal do Rio Grande do Norte - UFRN
Sistema de Bibliotecas - SISBI
Catalogação de Publicação na Fonte. UFRN - Biblioteca Setorial Prof. Ronaldo Xavier de Arruda - CCET
Elaborado por Joseneide Ferreira Dantas - CRB-15/324
 
 
 
 
UNIVERSIDADE FEDERAL DO RIO GRANDE DO NORTE 
CENTRO DE CIÊNCIAS EXATAS E DA TERRA 
BACHARELADO EM METEOROLOGIA 
 
A Monografia “Avaliação da Influência do ENOS nas Características Físicas e 
Morfológicas das Linhas de Instabilidade na Região Amazônica Brasileira” 
 
Elaborada por (Lorena Martina Trindade de Lima) 
 
e aprovado por todos os membros da Banca Examinadora foi aceito pelo Colegiado 
do Curso de Meteorologia e homologada pelos membros da banca, como requisito 
parcial à obtenção do título de BACHAREL EM METEOROLOGIA 
 
 Natal, 11 de dezembro de 2018 
 
BANCA EXAMINADORA 
 
Profº Doutor Weber Andrade Gonçalves – Orientador 
(Departamento de Ciências Atmosféricas e Climáticas- DCAC/UFRN) 
 
Profº Doutor Cláudio Moisés Santos e Silva 
(Departamento de Ciências Atmosféricas e Climáticas- DCAC/UFRN) 
 
Profº Doutor David Mendes 
(Departamento de Ciências Atmosféricas e Climáticas- DCAC/UFRN) 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
Dedico esse trabalho aos meus pais, 
irmão e avós. 
 
 
 
 
AGRADECIMENTOS 
 
Agradeço aos meus pais, Maria Edna Trindade de Lima e Luis Eduardo 
Pinheiro de Lima, ao meu irmão Luis Gustavo Trindade de Lima, e aos meus 
avós, em especial para Juraci Pinheiro de Lima pelo carinho, incentivo e suporte 
durante essa jornada. 
 
Aos meus primos Adson Pinheiro Borges Câmara, Marina Amanda 
Câmara Pinheiro e Vinícius Pinheiro Torres de Carvalho, e aos meus tios por me 
apoiarem e se fazerem presentes durante minha jornada acadêmica. 
 
À Beatriz Rabelo, Lillian Damasceno, Raissa Monteiro, por serem pessoas 
incríveis, compreensivas e fundamentais nessa conquista. 
 
Aos meus companheiros de curso, e amigos meus sinceros agradecimentos 
pelo apoio e carinho. 
 
Ao professor Weber Andrade Gonçalves, pela orientação e apoio na 
elaboração deste trabalho. Aos professores do Departamento de Ciências 
Atmosféricas e Climáticas, pela dedicação e contribuição no meu processo de 
formação intelectual e profissional. 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
“What a funny planet! he thought. It’s all 
dry, and all pointed, and all salty. And the 
people have no imagination. They repeat 
everything you say. . . At home I had a 
flower: she always spoke first.” 
The Little Prince – Antoine de Saint-
Exupery 
 
 
 
 
RESUMO 
 
O propósito deste trabalho é contribuir com o conhecimento acerca da influência que 
o Oceano Pacífico pode apresentar nas características dos sistemas convectivos, 
em especial às Linhas de Instabilidade (LI). Dito isso, ao longo desta pesquisa será 
analisado como as fases do El Niño Oscilação Sul (ENOS) influi na intensidade, 
ocorrência e deslocamento das LI na região Amazônica brasileira. O entendimento 
acerca das LI faz-se necessário, pois elas são grandes influenciadoras nos índices 
de precipitação nas regiões Tropicais e Extratropicais. A escolha dos anos de 
estudo foi feita levando em consideração o índice de anomalia da temperatura do 
Oceano Pacífico Tropical (OPT), intitulado de Oceanic Niño Index (ONI). Para 
analisar a precipitação também foi levado em consideração as observações do 
Gradiente Inter-hemisférico do Atlântico (GRAD), já que ambos os oceanos exercem 
influência na precipitação da região. Após a definição dos anos extremos de El Niño 
(EN) e La Niña (LN), foram utilizados dados de identificação de sistemas convectivos 
oriundos do International Satellite Cloud Climatology Project-Tracking (ISCCP-
Tracking), com ênfase nos dados do Geostationary Operational Environmental 
Satellite East (GOES-E), porém, para analisar o deslocamento dos Sistema Lineares 
(SL- termo explicitado no decorrer do trabalho) foi utilizado o METEOSAT. A 
identificação dos SL foi feita por meio de limiares de excentricidade e inclinação. 
Observou-se que o Oceano Pacífico influencia remotamente na ocorrência e 
intensidade dos SL, contudo, não foi possível observar diferenças entre as médias 
de deslocamento dos sistemas entre os anos de estudo. E ainda foram encontradas 
diferenças significativas entre as médias de temperatura média e fração convectiva 
dos sistemas, sendo isso um indicativo de maior intensidade dos SL em anos de LN. 
Ademais, foi possível averiguar que as fases do ENOS influenciam na distribuição e 
no acumulado de precipitação na região Amazônica brasileira. 
 
Palavras-chaves: Oceanic Niño Index. Sistemas Convectivos de Mesoescala. 
Oceano-Atmosfera. Precipitação 
 
 
 
 
 
ABSTRACT 
 
The purpose of this work is to contribute with the knowledge about the influence that 
the Pacific Ocean can present on the characteristics of the convective systems, 
especially the Squall Lines (LI). That said, along of this research will be analyzed 
how the El Niño Southern Oscillation (ENSO) phases influence the intensity, 
occurrence and displacement of LI in the Brazilian Amazon region. The 
understanding of LI is necessary, since they are great influencers in precipitation 
indices in the Tropical and Extratropical regions. The choice of years of study was 
made taking into account the Tropical Pacific Ocean (OPT) anomaly index, titled 
Oceanic Niño Index (ONI), to analyze the precipitation was also taken into account 
the observations of the Inter-hemispheric Gradient (GRAD), since both oceans exert 
an influence on the precipitation of the region. After defining the extreme years of El 
Niño (EN) and La Niña (LN), we used the identification of convective systems from 
the International Satellite Cloud Climatology Project-Tracking (ISCCP-Tracking), with 
emphasis on Geostationary Operational Environmental Satellite East (GOES-E) data, 
but METEOSAT was used to analyze the displacement of linear systems (SL- term 
explained in the course of the work). The SL identification was made by means of 
eccentricity and slopethresholds. It was observed that the Pacific Ocean influences 
remotely in the occurrence and intensity of Linear Systems, however, it was not 
possible to observe differences between the means of displacement of the systems 
between the years of study. It was also found a significant difference between the 
means of the mean temperature and convective fraction of the systems, being this 
indicative of a higher intensity of SL in years of LN. In addition, it was possible to 
verify that the ENSO phases influence in the distribution and accumulation of 
precipitation in the Brazilian Amazon region. 
 
Keywords: Oceanic Niño Index. Mesoscale Convective Systems. Ocean-
Atmosphere. Precipitation 
 
 
 
 
 
 
Sumário 
LISTA DE ABREVIATURAS .................................................................................................x 
LISTA DE FIGURAS .............................................................................................................xii 
LISTA DE TABELAS .......................................................................................................... xiv 
1. INTRODUÇÃO .................................................................................................................. 15 
1.2. Justificativa .................................................................................................................. 18 
1.3. Objetivos ...................................................................................................................... 18 
1.3.1. Objetivos Específicos ............................................................................................. 18 
1.4. Revisão Bibliográfica ................................................................................................. 19 
1.4.1. Sistemas Convectivos de Mesoescala ............................................................. 19 
1.4.3. Linhas de Instabilidade ....................................................................................... 20 
1.4.2. El Niño Oscilação Sul.......................................................................................... 24 
2. MATERIAL E MÉTODOS ............................................................................................... 26 
2.1. Caracterização da área de estudo ........................................................................... 26 
2.2. Material......................................................................................................................... 27 
2.2.1. Oceanic Niño Index ............................................................................................. 27 
2.2.3. ISCCP-Tracking ................................................................................................... 27 
2.2.4. Tropical Rainfall Measurement Mission .......................................................... 28 
2.3. Métodos ....................................................................................................................... 29 
2.3.1. Seleção dos anos de fase positiva e negativo do ENOS .............................. 29 
2.3.2. Definição dos Sistemas Lineares (SL) ............................................................. 30 
2.3.3. Relação entre o ISCCP-Tracking e o TRMM .................................................. 30 
3. RESULTADOS E DISCUSSÃO..................................................................................... 31 
4. CONCLUSÕES................................................................................................................. 46 
REFERÊNCIAS..................................................................................................................... 47 
 
x 
 
 
 
LISTA DE ABREVIATURAS 
 
AMSU-B Advanced Microwave Radiometer 
AMSR-S Advanced Microwave Scanning Radiometer 
ATN Atlântico Tropical Norte 
ATS Atlântico Tropical Sul 
CB Cumulusnimbus 
EL El Niño 
ENOS El Niño Oscilação Sul 
ECCE Excentricidade 
FRAC Fração convectiva 
FUNCEME Fundação Cearense de Meteorologia e Recursos Hídricos 
GOES-E Geostationary Operational Environmental Satellite East 
GOES-W Geostationary Operational Environmental Satellite West 
GMS Geostationary Meteorological Satellite 
GRAD Gradiente Inter-Hemisférico do Atlântico 
GRADT Gradiente de temperatura do SC 
INSAT Indian National Satellite System 
INCL Inclinação em relação ao norte 
LN La Niña 
LI Linha de Instabilidade 
LIC Linha de Instabilidade Costeira 
LIP1 Linha de Instabilidade com propagação tipo 1 
LIP2 Linha de Instabilidade com propagação tipo 2 
CBSIL Maior raio de aglomerado convectivo no SC 
NASA National Aeronautics and Space Administration 
NASDA National Space Development Agency 
xi 
 
 
 
NEB Nordeste Brasileiro 
CBNUM Número de aglomerados convectivos no SC 
ONI Oceanic Niño Index 
OPT Oceano Pacífico Tropical 
SIZE Raio 
CBSMED Raio médio dos aglomerados convectivos 
SC Sistema Convectivo 
SCM Sistema Convectivo de Mesoescala 
SCMC Sistema Convectivo de Mesoescala Circular 
SCML Sistema Convectivo de Mesoescala Linear 
SL Sistema Linear 
SSM/I Special Sensor Microwave 
TMEDCB Temperatura média do aglomerado convectivo 
TMEDCL Temperatura média do SC 
TMI TRMM Microwave imager 
TMINCL Temperatura mínima do SC 
TMPA TRMM Multisatellite Precipitation Analysis 
TSM Temperatura da Superfície do Mar 
TRMM Tropical Rainfall Measurement Mission 
ZCIT Zona de Convergência Intertropical 
 
 
 
 
 
 
xii 
 
 
 
LISTA DE FIGURAS 
 
FIGURA 1. CLASSIFICAÇÃO DOS SISTEMAS QUE ATUAM NA ESCALA MESO-Α, DE ACORDO COM 
SUAS CARACTERÍSTICAS FÍSICAS, DE ORGANIZAÇÃO E LOCALIZAÇÃO. FONTE: ADAPTADO 
DE MADDOX, 1980 ........................................................................................................... 20 
FIGURA 2. IMAGENS DE SATÉLITE DO GOES 8 RETRATANDO O CICLO DE VIDA DE UMA LINHA 
DE INSTABILIDADE QUE OCORREU NO DIA 21 DE JULHO DE 2001 NOS HORÁRIOS: A) 
14:15 UTC, B) 16:45 UTC, C) 19:15 UTC, D) 22:15 UTC E E) 23:45 UTC. FONTE: 
ALCÂNTARA, 2001............................................................................................................ 21 
FIGURA 3. MODELO ESQUEMÁTICO DE UMA LINHA DE INSTABILIDADE MOSTRANDO UMA 
SEÇÃO TRANSVERSAL. AS LINHAS DE CORRENTE TRACEJADAS MOSTRAM CORRENTE 
ASCENDENTE DE ESCALA CONVECTIVA, A CIRCULAÇÃO DE FLUXO DESCENDENTE É 
REPRESENTADA PELA LINHA CONTÍNUA SÓLIDA. NA REGIÃO DA BIGORNA, AS SETAS 
LARGAS E SÓLIDAS MOSTRAM A CIRCULAÇÃO DE CORRENTE DESCENDENTE, E AS SETAS 
TRACEJADAS LARGAS MOSTRAM A CIRCULAÇÃO ASCENDENTE DE MESOESCALA. O 
SOMBREAMENTO ESCURO MOSTRA FORTE ECO DE RADAR NA FAIXA DE FUSÃO. AS 
LINHAS RECORTADAS INDICAM O LIMITE VISÍVEL DA NUVEM. FONTE: ADAPTADO DE 
GAMACHE E HOUZE, 1982. .............................................................................................. 23 
FIGURA 4. DEFINIÇÃO DA ÁREA DE ESTUDO. FONTE: FEITO PELO AUTOR. ............................ 26 
FIGURA 5. DISTRIBUIÇÃO DO ONI NOS ANOS DE 1983-2008. A LINHA TRACEJADA 
REPRESENTA O LIMIAR PARA A DETERMINAÇÃO DA OCORRÊNCIA DAS FASES POSITIVA E 
NEGATIVA DO ENOS. FONTE: ADAPTADO DO NOAA/ NACIONAL WEATHER SERVICE. 27 
FIGURA 6. CURVA DE DENSIDADE DE: (A) CBSIL; (B) FRAC; (C) TMEDCL; (D) CBSMED; 
(E) TMEDCB; (F) TMINCL ............................................................................................. 34 
FIGURA 7. CURVAS DE DENSIDADE DAS CARACTERÍSTICAS FÍSICAS E MORFOLÓGICAS DOS 
SISTEMAS LINEARES: (A) CBSIL; (B) FRAC; (C) TMEDCL;(D) CBSMED; (E) 
TMEDCB; (F)TMINCL.................................................................................................... 37 
FIGURA 8. CURVA DE DENSIDADE DO DESLOCAMENTO DOS SISTEMAS LINEARES NOS ANOS DE 
EL NIÑO E LA NIÑA. .......................................................................................................... 38 
FIGURA 9. DISTRIBUIÇÃO DA PRECIPITAÇÃO (A) MÁXIMA E (B) MÍNIMA PARA OS ANOS DE EL 
NIÑO E LA NIÑA ................................................................................................................ 39 
FIGURA 10. DISTRIBUIÇÃO DA PRECIPITAÇÃO MÉDIA PARA OS ANOS DE: (A) 1998, (B) 2001 E 
(C) 2008. .......................................................................................................................... 41 
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xiii 
 
 
 
FIGURA 11. DISTRIBUIÇÃO DA PRECIPITAÇÃO MÉDIA REFERENTE AOS SISTEMAS LINEARES 
PARA OS ANOS DE: (A) 1998, (B) 2001 E (C) 2008. ........................................................ 43 
FIGURA 12. DISTRIBUIÇÃO ESPACIAL DA PORCENTAGEM DA PRECIPITAÇÃO DOS SL EM 
RELAÇÃO AO TOTAL ACUMULADO NA ÁREA DE ESTUDO PARA OS ANOS DE: (A)1998, (B) 
2001 E (C) 2008............................................................................................................... 45 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
xiv 
 
 
 
LISTA DE TABELAS 
 
TABELA 1. VARIÁVEIS DISPONIBILIZADAS PELO ISCCP-TRACKING. ...................................... 28 
TABELA 2. ANOS DE ENOS SELECIONADOS........................................................................... 30 
TABELA 3. QUANTIDADE DE SISTEMAS CONVECTIVOS PARA DIFERENTES EXCENTRICIDADES E 
INCLINAÇÕES PARA A AMAZÔNIA E O NORDESTE BRASILEIRO ........................................ 32 
TABELA 4. MÉDIA E DESVIO PADRÃO AS VARIÁVEIS DO ISCCP-TRACKING PARA A AMAZÔNIA
 .......................................................................................................................................... 35 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
15 
 
 
 
1. INTRODUÇÃO 
 
 Sistemas precipitantes como as Linhas de Instabilidade (LI) ocorrem 
principalmente em regiões Tropicais e Extratropicais, podendo se desenvolver no 
continente ou no oceano. Elas afetam fortemente as dinâmicas sociais, devido a 
ampla distribuição geográfica, frequência de ocorrência, e por estarem associados a 
valores elevados de precipitação (WEISMAN e KLEMP, 1986). 
 
Maddox (1980), definiu as características físicas que os Sistemas Convectivos 
(SC) deveriam ter para ser classificados como Sistemas Convectivos de Mesoescala 
(SCM), e essas particularidades foram identificadas por meio de imagens de satélite 
no infravermelho. Além disso, os SCM podem ser classificados de acordo com as 
características físicas, organização do sistema e localização de ocorrência, isso 
permite diferenciar os SCM em: Sistemas Convectivos de Mesoescala Lineares 
(SCML) e os Sistemas Convectivos de Mesoescala Circulares (SCMC). E dentro 
dessa classificação, as LI foram classificadas como SCML. 
 
 De acordo com Cohen et al. (1998), as LI são SCM responsáveis por 
montantes elevados de precipitação em diversas áreas espalhadas pelo globo. No 
Brasil, é possível notar seu desenvolvimento em regiões de passagem de frentes 
frias assim como na costa Norte-Nordeste. Kousky (1980) encontrou que o 
desenvolvimento das LI que se formam na costa do Brasil, são diretamente 
associadas à brisa marítima local. A evolução das LI próximas ao continente é 
decorrente da advecção de umidade decorrente da brisa marítima (COHEN E SILVA 
DIAS E NOBRE, 1995). Além disso, as LI são compostas de nuvens com alto 
potencial convectivo [Cumulusnimbus (CBs)] dispostas espacialmente de forma 
linear, apresentam movimentos ascendentes no interior da nuvem, já em sua 
retaguarda, onde há movimentos descendentes, é percebido uma configuração de 
bigorna 
 
16 
 
 
 
 Quando a Zona de Convergência Intertropical (ZCIT) se desloca 
latitudinalmente, influencia no deslocamento e no local de formação das LI, pois na 
costa brasileira, as LI se formam ao sul da ZCIT. Nos meses de março e abril a ZCIT 
se encontra mais ao sul, o que beneficia a formação das LI mais próximas ao litoral 
brasileiro, isso proporciona a formação de sistemas mais intensos. Enquanto que, 
nos meses de agosto e setembro a ZCIT se configura em latitudes mais ao norte, 
provocando a geração de LI mais enfraquecidas (Cavalcanti, 1982). As LI que 
ocorrem na costa do Brasil foram classificadas de acordo com seu deslocamento por 
Cohen et al. (1989), como: Linhas de Instabilidade Costeira (LIC), cuja propagação 
horizontal para o interior do continente alcança até 170 km; Linhas de Instabilidade 
com Propagação Tipo 1 (LIP1), com deslocamento horizontal entre 170 e 400 km; e 
Linhas de Instabilidade com Propagação do Tipo 2 (LIP2), que apresenta 
deslocamento horizontal superior a 400 km. Cavalcanti (1982) encontrou que 
sistemas com maior deslocamento são mais frequentes quando a ZCIT se encontra 
próxima ao litoral norte do Brasil. Santos Neto (2004), apresentou que os números 
de casos de LICs são em média mais frequentes que as LIPs, sendo assim, as LI 
em sua maioria não adentram o continente. 
 
 Segundo Cohen e Silva Dias e Nobre (1995) a convecção associada a 
formação das LI tem início após o meio dia local. Com relação ao ciclo diurno de 
precipitação na região Amazônica, Santos e Silva (2013) averiguou que na porção 
Norte da Amazônia a chuva tende a ocorrer à noite, em regiões centrais, no Oeste e 
Sul a precipitação acontece à tarde. Além disso, a amplitude dos ciclos diurnos é 
afetada pela variabilidade interanual [El Niño (EN) e La Niña (LN)]. 
 
 O El Niño Oscilação Sul (ENOS) é grande responsável pela distribuição 
interanual da precipitação em diversas áreas ao longo do globo (DA SILVA, 2001; 
BERLATO et al. 2005). No Brasil, os impactos das fases do ENOS são perceptíveis 
principalmente na região Amazônica e no Nordeste Brasileiro (NEB). Para a 
realização de trabalhos sobre essa anomalia no Oceano Pacífico Tropical (OPT), é 
conhecido que o ENOS se divide em duas fases distintas, a de aquecimento das 
17 
 
 
 
águas é denominada de EN e a de resfriamento das águas é chamada de LN (DA 
SILVA, 2001; BERLATO e FONTANA, 2003; BERLATO et al. 2005). 
 
 O EN é caracterizadopela elevação da temperatura do mar no litoral do Peru 
e do Pacífico Equatorial Oriental, configura-se em média no mês de março ou abril e 
se estende por um ano ou mais (RAMAGE e HORI, 1981). Segundo Philander 
(1989), o aquecimento da temperatura das águas do Pacífico proporciona o 
deslocamento da convecção para leste, modificando assim, o posicionamento da 
Célula de Walker. Ou seja, na região do NEB e em parte da Amazônia há ocorrência 
de correntes descendentes, provocando inibição na formação de nuvens e chuvas. 
Por outro lado, quando há o resfriamento anômalo das águas do Oceano Pacífico, é 
observado uma conjuntura de LN (PHILANDER, 1985). Durante a fase de LN, a 
Célula de Walker encontra-se configurada com ramo ascendente sobre o Pacífico 
Oeste-Equatorial, possibilitando a formação de nuvens convectivas com grande 
desenvolvimento vertical. 
 
As fases do ENOS além de afetar a Célula de Walker, também contribui para 
mudanças na intensidade da Célula de Hadley. De acordo com Bezerra e Cavalcanti 
(2008), ao longo da fase de EN a intensidade dos ventos alísios diminui, provocando 
o acumulo de águas aquecidas ao norte do Pacífico, o que ocasiona mudanças 
bruscas de temperatura das regiões mais profundas do oceano. Santiago et al. 
(2010), ressaltou que o fluxo natural do vento é definido de leste para oeste no 
Pacífico Equatorial, provocando a varredura das águas superficiais, acarretando o 
mecanismo de ressurgência. 
 
Os padrões de aquecimento e resfriamento da TSM no Oceano Atlântico 
Tropical podem afetar o processo de formação da brisa, influenciar os padrões de 
circulação em diferentes escalas e no regime de precipitação (ALCÂNTARA et al., 
2011; SILVA et al., 2017). De acordo com Hastenrath e Heller (1977); Nobre e 
Shukla (1996), o índice das anomalias de temperatura no Oceano Atlântico, 
denominada pôr Amorim (2014) de Gradiente Inter-hemisférico do Atlântico (GRAD), 
é construído a partir de medições dos padrões de temperatura, velocidade e direção 
18 
 
 
 
do vento no Oceano Atlântico, estas medidas são realizadas por meio de navios 
comercias ou oceanográficos e boias. O GRAD contribui para a alteração da 
distribuição da precipitação da parte norte do NEB até a região central da Amazônia, 
devido as condições termodinâmicas associadas ao GRAD que interferem na 
posição e intensidade da ZCIT. 
 
1.2. Justificativa 
 
O estudo proposto pretende avaliar as LI na costa Norte do Brasil, uma vez 
que, estes sistemas são responsáveis por elevados níveis de precipitação nessa 
região, tornando-se assim necessário o entendimento do seu comportamento, e se 
padrões de escala globais, como o ENOS, podem interferir na sua atuação. 
 
1.3. Objetivos 
 
Devido ao comportamento diferenciado do padrão de precipitação em fases 
distintas do ENOS, faz-se necessário avaliar se é notório essa mudança na 
ocorrência e intensidade das LI que se formam na costa Norte do Brasil. 
 
1.3.1. Objetivos Específicos 
 
 Observar as características físicas e morfológicas das LI em anos que as fases do 
ENOS se apresentam intensas; 
 
 Averiguar se há diferença no deslocamento das LI durante dois anos extremos de El 
Niño e La Niña; 
 
 
 Analisar a precipitação provocada pelas LI, utilizando os dados do TRMM; 
 
19 
 
 
 
 Obter a distribuição espacial da precipitação causada pelas LI. 
 
1.4. Revisão Bibliográfica 
 
1.4.1. Sistemas Convectivos de Mesoescala 
 
 Os fenômenos que atuam em mesoescala são naturalmente menores 
espacialmente e temporalmente inferior aos que ocorrem em escala sinótica, à vista 
disso, seu entendimento torna-se mais difícil devido a distribuição de redes de 
monitoramento, o que torna a utilização de satélite e de radares meteorológicos 
primordial na descrição dos padrões de nuvens e altura, albedo, temperatura, dentre 
outras variáveis (FUJITA, 1963). Por meio dos dados colhidos na Florida e em Ohio 
pelo Thunderstorm Project, Fujita e Brown (1960) averiguaram que a atuação de um 
fenômeno de mesoescala proporciona a queda da temperatura, a ainda, afirmaram 
que a mensuração da precipitação contribui para avaliar os ecos do radar. 
 
Orlanski (1975) realizou uma revisão das diferentes escalas atmosféricas 
existentes e fez a proposição de uma nova subdivisão das escalas. Nesta 
recapitulação, o autor fez questão de ressaltar a importância da definição da 
mesoescala, pois os meteorologistas despendem bastante atenção os fenômenos 
que ocorrem em microescala e larga escala, e negligenciam o desenvolvimento de 
estudos na escala intermediária, porém isto ocorre devido à dificuldade de obtenção 
de dados observacionais. Sendo assim, um sistema meteorológico é definido como 
mesoescala quando apresentar comprimento horizontal na ordem de 1000 km e 
duração de alguns dias. 
 
Ainda, foi proposto que a mesoescala pode ser dividida em 3 tipos de 
densidade espacial e temporal: meso-α, meso-β e meso-γ. Fenômenos como 
tempestades que se estendam de 2-20 km são considerados de meso- γ, na escala 
20 
 
 
 
β que se estende 20-200 km pode-se citar como exemplos a brisa marítima e 
tempestades de neve, por fim, os sistemas pertencentes a escala meso-α 
apresentam comprimento de 200-2000 km, e os podem ser eles LI, SCM e 
pequenos ciclones tropicais (FUJITA e BROWN, 1960; FUJITA, 1963; ORLANSKI, 
1975). 
 
A definição de um SCM é feita baseada em características físicas observadas 
pelo canal infravermelho. Por meio de sua organização, característica física e local 
de ocorrência, os SCM são diferenciados dos demais sistemas atuantes na 
atmosfera (Figura 1). Além disso, esses sistemas são responsáveis pelo 
desenvolvimento de fenômenos de tempo significativos, como tornados, granizo, 
vento, inundação repentinas e tempestades elétricas intensas. O ciclo de vida dos 
SCM pode ser dividido em 4 fases: 1. Gênese; 2. Desenvolvimento; 3. Maduro; 4. 
Dissipação (MADDOX, 1980). 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
1.4.3. Linhas de Instabilidade 
 
Linear Circular 
Meso-α....... 250-2500 km escala espacial e ≥ 6 h de escala temporal 
Trópicos 
Rajadas 
Tropicais 
 
Latitudes 
Média 
Linhas de 
Instabilidade 
Trópicos 
Grupos de 
nuvens/Tempestades 
Tropicais/Ciclones/Co
mplexos Convectivos 
de Mesoescala (CCM) 
Latitudes Médias 
Grupos de nuvens 
Complexos 
Convectivos de 
Mesoescala (CCM) 
Figura 1. Classificação dos sistemas que atuam na escala meso-α, de acordo com suas 
características físicas, de organização e localização. Fonte: Adaptado de Maddox, 1980 
21 
 
 
 
 As LI são definidas como uma banda de nebulosidade, que pode ser continua 
ou apresentar uma quebra, de convecção úmida profunda, ainda, podem ser 
descritas como tempestades multicelulares organizadas em forma de linha (Figura 2) 
(HUSCHKE, 1959; WEISMAN e KLEMP, 1986; HOUZE, 1993). Devido a esta 
característica, as LI são responsáveis por transportar calor da camada limite 
planetária para a alta troposfera, esse transporte de calor é de extrema importância 
para a circulação global e para a energética da atmosfera (COHEN, 1989). 
 
 
Rotunno e Klempe e Weisman (1988) buscaram entender as condições 
atmosféricas que influenciam na duração das LI, utilizando o modelo de nuvens de 
Klemp-Wilhelmson. Foi encontrado dois tipos de LI que apresentam longa duração: 
células ordinárias distribuídas em linhas que continuamente crescem e decaem, e 
linhas com comportamento de uma supercélula quase estável. A ocorrência do 
primeiro tipo de LI está relacionada ao forte cisalhamento do vento em baixos níveis 
Figura 2. Imagens de satélite do GOES 8 retratando o ciclo de vida de uma linha de instabilidade que 
ocorreu no dia 21 de julho de 2001 nos horários: a) 14:15 UTC, b) 16:45 UTC, c) 19:15 UTC, d) 22:15 
UTC e e) 23:45 UTC. Fonte: Alcântara, 2001 
22 
 
 
 
diretamente perpendicular à linha, e fraco cisalhamentode vento acima, enquanto 
que a segundo tipo está ligada a forte e profundo cisalhamento do ar. 
 
 Para a formação da LI é preciso condições semelhantes à de tempestades 
fortes, porém algumas condições espaciais difere o seu desenvolvimento com o de 
tempestades isoladas, são elas (HANE, 1986): 
1. Uma massa de ar quente e úmida em baixos níveis, localizada em uma 
região que o ar no entorno é mais frio 
2. A camada de níveis médios, logo acima da camada úmida de baixos 
níveis, deve se encontrar seca; 
3. O perfil de temperatura no ambiente deve apresentar uma inversão 
elevada; isso proporciona a inibição da formação de convecção na região 
a frente da LI, o que garante o fornecimento de ar quente e úmido na linha. 
 
 As LI são conhecidas por serem sistemas multicelulares, porém, as 
dinâmicas que ocorrem nas células individualmente são de extrema importância 
para a retroalimentação do sistema (Figura 3). As células individuais de convecção 
apresentam uma corrente ascendente que sobe pela troposfera rapidamente, 
proporcionando a elevação na quantidade de água líquida e gelo. No momento em 
que as gotas de chuva e partículas de gelo ficam pesadas demais para serem 
suportadas pela corrente ascendente, dá-se início a uma corrente descendente, 
consequência da queda dos hidrometeoros. A corrente descendente passa por 
compressão adiabática acarretando à sub-saturação e o processo físico de 
evaporação da água que retira o calor do ambiente (resfriamento evaporativo). O 
resfriamento evaporativo acelera a corrente descendente devido ao empuxo 
negativo, isso proporciona a formação de uma região de ar frio. Essa região de ar 
frio influi na convergência de ar na área frontal do sistema, favorecendo assim, a 
formação de novas células (ALCÂNTARA, 2010). Quanto mais intensa for a região 
de ar frio, mais células surgem a frente do sistema (ALCÂNTARA et al., 2014) 
23 
 
 
 
Figura 3. Modelo esquemático de uma Linha de Instabilidade mostrando uma seção transversal. As 
linhas de corrente tracejadas mostram corrente ascendente de escala convectiva, a circulação de 
fluxo descendente é representada pela linha contínua sólida. Na região da bigorna, as setas largas e 
sólidas mostram a circulação de corrente descendente, e as setas tracejadas largas mostram a 
circulação ascendente de mesoescala. O sombreamento escuro mos tra forte eco de radar na faixa 
de fusão. As linhas recortadas indicam o limite visível da nuvem. Fonte: adaptado de Gamache e 
Houze, 1982. 
 
 
Cohen e Silva Dias e Nobre (1995) fazendo o uso de imagens de satélite do 
Geostationary Operational Environmental Satelllite East (GOES-E) e dados de 
radiossondagens, realizaram um estudo de caso que tinha como alvo o estudo das 
LI que se originassem na costa nordeste da América do Sul e que se deslocassem 
na direção da Amazônia. Com relação ao comportamento do vento durante a 
ocorrência de LI foi encontrado que a medida que o sistema adentra o continente é 
registrado elevação da velocidade do vento, além disso, em 500 hPa a velocidade 
vertical é mais intensa, indicando as correntes ascendentes no interior do sistema. O 
vento médio máximo sazonal (Jato de Baixos Níveis Leste) ocorre em todos os caso 
em 800 hPa, porém na ocorrência de LIP1 e LIP2 os Jato de Baixos Níveis foi mais 
forte do que nos demais dias, uma vez que, nos outros dias as velocidades dos 
ventos foram quase constantes. Outrossim, foi concluido que a direção do vento 
com relação a costa não foi um elemento muito importante para a propagação das LI 
avaliadas. Ainda, com relação as LI que se propagam na região amazônica, 
Garstang et al. (1994) encontrou que elas se deslocam a 50 – 60 km h-1 e podem se 
manter por até 48 horas. 
 
Alcântara (2011) definiu que o cenário ideal para a formação das LI é alto teor 
de umidade em baixos níveis, perfil de instabilidade convectiva e CAPE pelo menos 
ELEMENTO 
MADURO 
NOVO 
ELEMENTO 
ELEMENTO VELHO 
LINHA DE 
INSTABILIDADE 
FRENTE DE 
RAJADA 
CAMADA 
ESTÁVEL 
LIMITE DA NUVEM 
LIMITE DO ECO DO RADAR 
BANDA DE FUSÃO 
REGIÃO DA BIGORNA 
A
L
TU
R
A
 
24 
 
 
 
moderado. Com relação ao perfil de vento, o jato de baixos níveis deve apresentar 
intensidade moderada, jato em altos níveis intenso e pouco cisalhamento do vento 
em baixos e médios níveis. 
 
É possível aferir que as LI originarias do litoral nordeste da América do Sul 
que apresentam deslocamento para a Amazônia podem sofrer influência tanto dos 
fluxos de grande escala como os de mesoescala. Em grande escala é possível 
observar a influência da propagação de ondas de leste no Atlântico e a presença de 
fontes de calor tropicais na Amazônia Ocidental. E no caso da mesoescala, as 
formações e a evolução da brisa do mar desempenham um papel fundamental. 
Além disso, sabe-se que a convecção do sistema está associada com o horário, e a 
formação das LI começaram próximo ou depois do meio dia (COHEN e SILVA DIAS 
e NOBRE, 1995). Ainda, Ramos da Silva e Werth e Avissar (2008) associaram o 
deslocamento das LI com o desmatamento da Floresta Amazônica, já que devido o 
desmatamamento massivo da região as LI se dissipam antes de chegar à parte 
ocidental da bacia Amazônica, ocassionando diminuição significativa da 
precipitação. E quando há ocorrência de EN o impacto no deslocamento é ainda 
maior. 
 
1.4.2. El Niño Oscilação Sul 
 
O termo “El Niño” era originalmente utilizado para denominar uma fraca 
corrente oceânica aquecida de frequência anual, que se deslocava para Sul ao 
longo da costa do Peru e Equador, próximo ao final de dezembro (TRENBERTH, 
1997). Porém, apenas algum tempo depois é que esse fenômeno começou a ser 
associado a um aquecimento anômalo, e que sua ocorrência influencia na nos 
ecossistemas locais e regionais (TRENBERTH, 1997). Quando se leva em conta as 
componentes atmosféricas utiliza-se a denominação de ENOS (HOLTON; 
DMOWSKA, 1989; TRENBERTH, 1997). Sabe-se que o ENOS possui duas fases 
distintas de comportamento de temperatura, a fase de aquecimento das águas do 
Pacífico é chamada de EN, e a fase de resfriamento é a LN (HOLTON e 
25 
 
 
 
DMOWSKA, 1989; TRENBERTH, 1997; DA SILVA, 2001; BERLATO et al., 2005; 
BERLATO e FONTANA, 2003). 
 
Ropelewski e Halpert (1987) tinham como o intuito expandir os 
conhecimentos no que se refere a relação entre a precipitação e o ENOS. Foi 
encontrado que as áreas que a precipitação é mais impactada pelo ENOS são o 
norte da América do Sul, a África equatorial oriental, o sul da Índia, o Sri Lanka e as 
ilhas vizinhas. Além disso, constatou-se que o ENOS tem relação com a variação 
global no padrão de chuva tropicais. 
 
Andreoli et. al (2004) realizou um estudo relacionando a precipitação que 
ocorre em Fortaleza com a Temperatura de Superfície do Mar (TSM) dos Oceano 
Atlântico e do Oceano Pacífico na região do Niño 3. Por meio de campos de 
Anomalia de TSM mensais, com resolução de 5º de latitude e de longitude, para o 
período de 1856 e 1991, e totais mensais de precipitação observados em Fortaleza 
(3°47’S, 38°32’W). Foi encontrado que a variabilidade interanual da precipitação no 
NEB em alguns anos pode estar mais ligada ao fenômeno de ENOS, porém em 
outros anos pode estar mais relacionada ao GRAD. Além disso, as anomalias de 
precipitação que possuem a fase inicial do ENOS nos meses de dezembro, janeiro e 
fevereiro, são ocasionadas por padrões de teleconexões associados ao rearranjo da 
Célula de Walker, enquanto as iniciadas em março, abril e maio, por padrões de 
teleconexões extratropicais (ANDREOLI e KAYANO, 2007). 
 
 Coelho e Uvo e Ambrizzi (2002) encontrou que a distribuição da precipitação 
na América do Sul é afetada pelas distintas fases do ENOS. Na ocorrência de EN, 
nota-se a redução da precipitação em parte do nordeste do Brasil, extremo oeste do 
norte do Brasil. Por outro lado, norte do Peru, centroe sul do Brasil e norte da 
Argentina experimentam um aumento da precipitação. Já em episódios de LN, 
anomalias positivas de precipitação ocorrem no centro e sul do Peru, Colômbia, 
norte da Bolívia, Paraguai, sul/sudeste do Brasil e algumas partes do litoral do 
26 
 
 
 
nordeste do Brasil, enquanto que, as anomalias de precipitação negativas estão 
relacionadas ao noroeste do Brasil. 
 
2. MATERIAL E MÉTODOS 
 
2.1. Caracterização da área de estudo 
 
 Na região Amazônica, o clima é definido como quente e úmido, e seu regime 
pluvial médio varia de 1500 até 3800 mm (FISCH et al., 1996), os níveis elevados de 
precipitação se devem ao aquecimento diurno da superfície, já que as chuvas dessa 
região são em sua maioria chuvas convectivas. A floresta Amazônica é conhecida 
por desempenhar um papel importante no sistema climático global devido os 
feedbacks hidrológicos (MARENGO et al., 2011) 
 
Para a realização do estudo, foi delimitado uma caixa de latitude e longitude 
que abrangesse parcialmente a região Norte do Brasil (10º N, 5º S,60º W, 45º W) 
(Figura 4). 
 
Figura 4. Definição da área de estudo. Fonte: Feito pelo autor. 
27 
 
 
 
2.2. Material 
 
2.2.1. Oceanic Niño Index 
 
 O Oceanic Niño Index (ONI) é um índice de médias moveis trimestrais 
construído baseado na anomalia de TSM do Oceano Pacífico, na região do Niño 3.4 
(5ºN-5ºS e 120º-170ºW), é utilizado para identificar as fases do ENOS (NOAA, 
2016). Para analisá-lo, é necessário saber que temperaturas positivas são 
indicativas de aquecimento das águas oceânicas, enquanto que valores negativos 
são indícios de temperatura mais frias. Mas, para que seja classificado o EN ou LN, 
é preciso que as anomalias de temperatura sejam +/- 0.5ºC por no mínimo cinco 
meses seguido (Figura 5). Por conseguinte, entende-se que quando os índices 
indicam que as águas estão 0.5ºC mais aquecidas por mais de cinco meses 
seguido, está ocorrendo El Niño, por outro lado, se o índice indicar valores abaixo de 
-0.5ºC há a ocorrência de LN. 
 
2.2.3. ISCCP-Tracking 
 
Por meio dos dados do ISCCP-Tracking Gonçalves (2013) conseguiu realizar 
uma climatologia global de sistemas convectivos, isso porque, essa base de dados 
apresenta dados referentes as características físicas e morfológicas de Sistemas 
Figura 5. Distribuição do ONI nos anos de 1983-2008. A linha tracejada representa o limiar para a 
determinação da ocorrência das fases positiva e negativa do ENOS. Fonte: Adaptado do NOAA/ 
Nacional Weather Service. 
28 
 
 
 
Convectivos, pois a mesma é construída por meio de um conjunto de dados de 
satélites meteorológicos geoestacionário [Geostationary Operational Environmental 
Satelllite East (GOES-E), Geostationary Operational Environmental Satelllite West 
(GOES-W), Meteosat, Indian National Satellite System (INSAT) e Geostationary 
Meteorological Satellite (GMS)]. Além disso, o ISCCP-Tracking apresentas 26 anos 
de dados disponíveis (1983-2008), resolução temporal de 3 horas e resolução 
espacial de 30 km. Devido a área de estudo ser na América do Sul, os satélites 
utilizados na a pesquisa foram o GOES-E, para avaliar as características das LI 
(Tabela 1), e o METEOSAT, para avaliar o deslocamento das LI. 
 
Tabela 1. Variáveis disponibilizadas pelo ISCCP-Tracking. 
Variáveis disponíveis no ISCCP-Tracking 
Raio (km) [SIZE] Raio médio dos aglomerados convectivos [CBSMED] 
Inclinação em relação ao norte (º)[INCL] Gradiente de temperatura do SC [GRADT] 
Excentricidade [ECCE] Temperatura média do SC (K) [TMEDCL] 
Fração convectiva [FRAC] Temperatura mínima do SC (K)[TMINCL] 
Número de aglomerados convectivos no 
SC [CBNUM] 
Temperatura média do aglomerado convectivo (K) 
[TMEDCB] 
Maior raio de aglomerado convectivo no SC [CBSIL] 
 
2.2.4. Tropical Rainfall Measurement Mission 
 
Advindo de uma parceria entre a National Aeronautics and Space 
Administration (NASA), localizada nos Estados Unidos da América, e a National 
Space Development Agency (NASDA), sediada no Japão, o Tropical Rainfall 
Measurement Mission (TRMM) (KUMMEROW et. al 1998), destacou-se por ser o 
primeiro satélite a ter abordo um radar de precipitação, sendo então possível 
observar a precipitação por outro ângulo, pelo espaço. Uma vez que, até o seu 
lançamento, os radares meteorológicos só existiam em superfície. Pretendia-se com 
a implantação do TRMM realizar, principalmente, dois objetivos, que seriam eles: 1) 
a mensuração da troca de energia, ou seja, mensurar o calor latente de 
29 
 
 
 
condensação, e 2) a precipitação na região tropical e subtropical do globo (40º S-
40ºN) (KUMMEROW et. al 1998). 
 
Na conjuntura inicial do desenvolvimento da missão que pôs em órbita o 
TRMM, planejava-se que o satélite possui-se uma vida útil de 3 anos, onde seria 
possível adquirir as informação da precipitação por meio de sensores passivo e ativo 
de micro-ondas, operando tanto no visível quanto no infravermelho, porém o TRMM 
superou sua vida útil prevista em 14 anos, finalizando sua missão em 15 de abril de 
2015 com 17 anos de atividade (SIMPSON et. al, 1998; LIU et. al, 2012; TRMM 
PROJECT, 2018). Segundo Simpson et. al (1998), o TRMM veio para revolucionar e 
incrementar as pesquisas direcionadas ao estudo do ciclo hidrológico, já que as 
informações colhidas por este satélite enriqueceriam os modelos globais de 
circulação de larga escala, além disso, o TRMM é indicado como um auxiliar nas 
simulações e no melhoramento do conhecimento sobre sistemas tropicais de chuva. 
 
O algoritmo 3B42 estima a precipitação pela técnica de TRMM Multisatellite 
Precipitation Analysis (TMPA) (HUFFMAN et al., 2007). Essa técnica baseia-se em 
uma combinação de estimativa de precipitação pelo canal de micro-ondas do TRMM 
Microwave imager (TMI), Special Sensor Microwave (SSM/I), Advanced Microwave 
Scanning Radiometer (AMSR-S), Advanced Microwave Radiometer (AMSU-B), 
Canal Infravermelho e precipitação mensais de superfície (HUFFMAN et al., 1995). 
Os dados apresentam resolução temporal de 3 horas e resolução espacial de 0.25º. 
 
2.3. Métodos 
 
2.3.1. Seleção dos anos de fase positiva e negativo do ENOS 
 
 Baseando-se na distribuição dos dados do ONI (Figura 2.2), foram 
selecionados 6 anos (3 de El Niño e 3 de La Niña) com fases distintas de ENOS, 
30 
 
 
 
mas sempre priorizando anos em que a anomalia foi de moderada a muito forte. 
Portanto, os anos selecionados para que as características e ocorrências dos 
sistemas fossem analisadas foram 1987, 1989, 1992, 1998, 2001 e 2008 (Tabela 
2.2). Ainda vale destacar, o a avaliação dos atributos dos sistemas será feita apenas 
nos 6 (Seis) primeiros meses de cada ano, pois segundo a literatura, é o período e 
maior ocorrência das LI. 
 
Tabela 2. Anos de ENOS selecionados. 
 Anos de ocorrência Intensidade 
 
El Niño 
1987 Moderado 
1992 Moderado 
1998 Muito Forte 
 
La Niña 
1989 Forte 
2001 Moderado 
2008 Moderado 
 
2.3.2. Definição dos Sistemas Lineares (SL) 
 
A literatura descreve que a identificação das LI é feita de forma subjetiva, 
fazendo-se uso de imagens de satélite para determinar sua localização. O presente 
estudo faz uso da base de dados do ISCCP-Tracking, por meio desta base de 
dados, a identificação dos sistemas será feita a partir dos parâmetros de 
excentricidade e inclinação dos sistemas. Vale ressaltar, que a inclinação das LI 
segue a orientação da costa brasileira, portanto, com valores negativos. Devido à 
dificuldade de discernir as LI pelos dados do ISCCP-Tracking, optou-se por adotar a 
denominação de Sistemas Lineares (SL) para se referir os sistemas que são alvos 
do presente estudo. 
 
2.3.3. Relação entre o ISCCP-Tracking e o TRMM 
 
31 
 
 
 
 Para realizar a avaliação da precipitação nas diferentes fases do ENOS, foi 
feita a incorporação dos dados de precipitação do TRMM aos dados do ISCCP-
Traking.Esse passo é crucial para mensuração da precipitação máxima e média 
dos SL que foram estudados, uma vez que, os dados do ISCCP-Tracking não 
possuem valores de chuva, e sim as características que são importantes indicadores 
de intensidade dos SL. Portanto, como o ISCCP-Tracking possui resolução 
temporal de 3 horas, foram utilizados os dados estimados pelo algoritmo 3B42 
versão 7, que também apresenta resolução temporal de 3 horas. 
 
 Na base de dados do ISCCP-Tracking é disponibilizado a informação da 
latitude e longitude central, assim como, o raio dos SC. Fazendo-se uso dessas 
variáveis, foi possível inferir a área de atuação dos SL, isso retornou valores de 
latitude e longitudes máximas e mínimas para cada SL identificado. Posteriormente, 
utilizando-se as latitudes e longitude máximas e mínimas dos SL, buscou-se 
identifica-los imagens do 3B42, o que possibilitou a obtenção da precipitação dos 
sistemas. 
 
3. RESULTADOS E DISCUSSÃO 
 
 Primeiramente, foram realizadas avaliações da quantidade de SC de acordo 
com sua excentricidade (ECCE) e inclinação (INCL) (Tabela 3). A avaliação dos 
limiares de definição dos SL é de suma importância, uma vez que, essa técnica é 
uma tentativa de identificá-las de forma objetiva. Por definição a excentricidade nos 
dados do ISCCP é dada pela razão entre o menor e o maior eixo dos SC. Portanto, 
quanto mais próximo de zero mais linear será o sistema. Os SL avaliados neste 
estudo foram aquels que apresentaram excentricidade menor ou igual a 0,2. A 
explicação para a utilização deste limiar será realizada nos parágrafos seguintes. 
Com relação à inclinação foram utilizados valores negativos (em relação ao norte) 
seguindo a inclinação da costa norte do Brasil. Isto foi feito por levar em 
consideração que os SL formam-se paralelos à costa devido ao efeito de brisa. 
 
32 
 
 
 
 Foi possível notar que na Amazônia os anos que apresentaram maior número 
de SC foram 1989, 1998, 2001 e 2008, dentre eles apenas o ano de 1998 
apresentou a configuração de EN, o que indica que durante a ocorrência de LN 
houve mais desenvolvimento de sistemas. Também foi notório que, quanto mais 
rigoroso é o parâmetro utilizado (limiar de excentricidade menor), menos sistemas 
são registrados. Contudo, notou-se que em média, os anos de LN apresentaram 
mais sistemas com menores ECCE, ou seja, anos de anomalia negativa da TSM do 
Oceano Pacífico são mais propícios ao desenvolvimento mais acentuado de 
sistemas com menores ECCE. Levando em consideração as diferenças entre os 
números de sistemas apresentados (Tabela 3), decidiu-se avaliar se haveria 
diferença significativa entre no uso dos limiares de 0.4 e 0.2 de excentricidade para 
a determinação das características físicas e morfológicas dos SL em anos de EN e 
LN na região de estudo. Para tanto foram feitos histogramas (não apresentados) das 
variáveis contidas na Tabela 1 para os sistemas com excentricidade menor ou igual 
a 0,4 e 0,2 respectivamente. Esta avaliação foi realizada pela necessidade de se 
obter uma maior precisão na determinação dos SL. Além disto, como foi observado 
na Tabela 3, a utilização do limiar 0,2 diminui drasticamente a quantidade de 
sistemas a serem avaliados. No entanto, ao se avaliar a partir do teste t-student, 
notou-se que as curvas não poderiam ser consideradas semelhantes a um nível de 
significância de 5%. Portanto, optou-se por utilizar o limiar de 0,2 para a 
excentricidade dos sistemas. 
 
Tabela 3. Quantidade de Sistemas Convectivos para diferentes excentricidades e inclinações para a 
Amazônia e o Nordeste Brasileiro. Sendo, #- El Niño; * - La Niña 
 Número de Sistemas 
 Amazônia 
 1987# 1989* 1992# 1998# 2001* 2008* 
>0.4 4299 7632 3024 14693 21820 28654 
<=0.4 
(INCL>0) 
154 336 109 696 938 1571 
<=0.4 
(INCL<0) 
135 240 98 676 994 1500 
<=0.2 
(INCL<0) 
5 25 7 28 18 60 
33 
 
 
 
 
 A primeira avaliação realizada diz respeito às diferenças das características 
físicas e morfológicas dos SL e dos Sistemas Não Lineares (SNL) que ocorreram na 
região de estudo independente da fase do ENOS (Figura 6). Os SL apresentaram 
maior frequência de ocorrência do que os SNL para maiores valores CBSIL e 
CBSMED (Figura 6 a e b). Menores valores destas variáveis apresentaram maiores 
ocorrências para os SNL. Portanto, a convecção relacionada aos SL cobre uma 
área maior do que os SNL com uma maior frequência, possivelmente devido a uma 
organização de sua convecção. As demais variáveis apresentadas indicam uma 
maior intensidade da convecção relacionada aos SL em relação aos SNL. São 
observadas maiores ocorrências de FRAC (Figura 6 c), superiores a 70%, para os 
SL. Este resultado é um indicativo que os SL apresentam uma convecção 
organizada, cobrindo grande parte de sua área. As demais variáveis (Figuras 6 d, e 
e f) indicam que os SL têm topos mais frios do que os SNL, sendo assim com uma 
convecção mais intensa, sistemas com maior desenvolvimento vertical, concordando 
com o encontrado por Gonçalves (2013). O SIZE não apresentou muita diferença 
entre os SNL e SL, por isso, optou-se por não apresentar sua curva de densidade. 
O teste t-student foi realizado entre as curvas, e as distribuições foram consideradas 
diferentes. 
 
 
34 
 
 
 
 
Figura 6. Curva de densidade de: (a) CBSIL; (b) FRAC; (c) TMEDCL; (d) CBSMED; (e) TMEDCB; (f) 
TMINCL 
 
 Na sequência, foram feitas as análises das médias e desvios padrões das 
variáveis do ISCCP-Tracking para os SL e SNL (Tabela 4). Em média os SL são 
mais frios, e suas temperaturas são mais dispersas quando comparado aos SNL, 
(a) 
(c) 
(e) 
(b) 
(d) 
(f ) 
35 
 
 
 
isso é um indicativo que esses sistemas são mais intensos e com maior 
desenvolvimento vertical, além disso, o raio dos SL são em média maiores que os 
do SNL, corroborando com os resultados apresentados na Figura 6. Em seguida, 
faz-se necessário uma sucinta explanação sobre os aglomerados convectivos 
mencionados na base de dados, eles são núcleos de baixa temperaturas que se 
formam no topo do sistema devido correntes ascendentes intensas que carregam 
umidade para regiões mais elevadas. Dito isso, tem-se que os SL apresentam mais 
aglomerados convectivos, esses aglomerados apresentam maiores valores de raio 
médio e máximo, ou seja, pode-se indicar que os SL possuem correntes ascendente 
mais intensas, consequentemente, maior desenvolvimento vertical. 
 
Tabela 4. Média e desvio padrão as variáveis do ISCCP-Tracking para a Amazônia 
 Amazônia 
 Média Desvio Padrão 
Sistema não 
linear 
Sistema linear Sistema não 
linear 
Sistema linear 
SIZE 63.04 80.96 30.59 51.73 
FRAC 29.16 25.62 26.50 23.63 
CBNUM 1.47 1.56 1.17 0.87 
CBSIL 38.79 46.40 23.95 25.75 
CBSMED 34.53 45.16 18.39 23.96 
TMEDCL 226.70 221.53 7.90 8.93 
TMINCL 212.61 206.13 11.37 11.20 
TMEDCB 213.16 212.42 5.34 5.73 
 
 Após se analisar as diferenças entre as características físicas e morfológicas 
dos SNL e os SL, faz-se necessário averiguar se as fases do ENOS influenciam no 
comportamento dos SL (Figura 7). Durante os anos de LN, o maior raio (Figura 7 a) 
e o raio médio (Figura 7 b) dos aglomerados convectivos apresentaram maiores 
frequências em valores mais elevados, sendo assim, durante a anomalia negativa da 
TSM do Pacífico os núcleos de baixa temperatura ficam maiores, consequência de 
correntes ascendentes que se distribuem em maiores áreas no interior dos sistemas. 
Ainda na Figura 7 (c), nota-se que em anos de EN foram observadas maiores 
ocorrências em menores valores de FRAC, levando a entender que sistemas em 
anos de LN são mais intensos, por possuírem núcleos convectivos distribuídos 
abrangendo maiores áreas no interior do sistema. Por fim, na ocorrência de LN a 
36 
 
 
 
TMEDCB, TMEDC e TMINCL (Figura 7 d, e, f) apresentam maiores ocorrências em 
menores temperaturas, indicando que estes sistemastêm convecção mais severa, e 
levando em consideração que a detecção de uma nuvem por satélite é feita a partir 
da sua temperatura de topo. Sendo assim, quanto mais frio for a temperatura 
registrada, mais alto é o topo do sistema e mais intensa é a convecção. Portanto, 
nota-se que na região de estudo as fases do ENOS influenciam na ocorrência dos 
SL, e possivelmente na sua precipitação. Este resultado corrobora com os 
resultados encontrados por Ropelewski e Halbert (1987), Zolman et al. (2000) e 
Gonçalves (2013). 
 
37 
 
 
 
 
Figura 7. Curvas de densidade das características físicas e morfológicas dos Sistemas Lineares: (a) 
CBSIL; (b) FRAC; (c) TMEDCL; (d) CBSMED; (e) TMEDCB; (f)TMINCL. 
 
Ao realizar o teste-t a um nível de significância de 5% (0.05) para avaliar as 
características físicas e morfológicas dos SL para os anos de EN e LN encontrou-se 
que apenas a FRAC (p-value: 2.9047e-04) e TMEDCL (p-value: 0.0301) apresentam 
diferenças significativas entre as médias. Sendo assim, os valores de temperatura 
(a) 
(c) 
(e) 
(b) 
(d) 
(f ) 
38 
 
 
 
média dos SL são mais baixos, indicando elevado desenvolvimento vertical, isso é 
afirmado também pela FRAC. 
 
 Antes de se discutir o deslocamento dos SL, é preciso esclarecer que nas 
análises anteriores os sistemas deveriam ter pelo menos um registro dentro da caixa 
de latitude e longitude definida como área de estudo, porém, para averiguar o 
deslocamento foram considerados apenas os sistemas que iniciaram e dissiparam 
dentro da área de estudo, ainda, foi utilizado os dados do METEOSAT para analisar 
o deslocamento dos sistemas, pois dentro da base de dados do GOES-E faltava 
alguns dos arquivos necessários para realizar este tipo de análise. Além disso, não 
foi feito uso da classificação de Cohen et al. (1989), pois a identificação dos SL é 
feita pela ECCE e INCL, e como os SL examinados nesse estudo podem não ter 
sido captados na região costeira, optou-se pela não utilização da classificação de 
LIC, LIP1 e LIP2. Dito isso, pela Figura 8 pode-se notar que durante os anos de 
estudo os SL apresentaram deslocamento de 29 – 71 km. Contudo, não foi possível 
observar diferenças significativas entre os deslocamentos dos SL em anos de EN e 
de LN (p-value: 0.4637). 
 
 
Figura 8. Curva de densidade do deslocamento dos sistemas lineares nos anos de El Niño e La Niña. 
 
 
39 
 
 
 
A avaliação da precipitação dos SL em anos de EN e LN foi realizada para os 
anos de 1998, 2001 e 2008, pois a obtenção desses resultados dependeu 
diretamente da disponibilidade dos dados do satélite TRMM. Com relação a 
precipitação máxima dos sistemas analisados (Figura 9 a), é notório que os sistemas 
que ocorreram durante o ano de LN possuíram maior frequência de ocorrência em 
valores mais elevados, enquanto que para os sistemas que aconteceram durante o 
EN, ostentaram maiores frequências de ocorrência em valores inferiores. Na Figura 
9 (b), pode-se observar que a precipitação média para um ano de LN apresenta 
maior frequência de ocorrência em valores mais elevados, enquanto que para o ano 
de EN verifica que a maior ocorrência é em valores menores. Indicando mais uma 
vez que os SL que se desenvolvem durante os anos de LN tem maior intensidade, 
isso significa que as correntes ascendentes nesses sistemas são mais intensas, 
propiciando maior desenvolvimento vertical, consequentemente, mais precipitação 
pode estar associada a esses sistemas. 
 
Apesar dos histogramas (Figura 9 a e b) apresentarem diferenças entre a 
distribuição da precipitação máxima (p-value: 0.2844) e média (p-value: 0.4524), 
quando foi feito um teste-t para avaliar se as médias das curvas são iguais ou 
diferentes, em ambas não foi encontrado diferença significativa. Contudo, este 
resultado é inédito no que diz respeito ao indicativo das diferenças da precipitação 
nos SL em anos de EN e LN. 
 
(b) (a) 
Figura 9. Distribuição da precipitação (a) máxima e (b) mínima para os anos de El Niño e La Niña 
40 
 
 
 
Na Figura 10 é possível ver a distribuição da precipitação média para os 6 
primeiros meses dos anos de estudo, sem nenhuma filtragem nos dados, ou seja, a 
precipitação média causada por qualquer SC que tenha atuado na região. É 
possível notar em ambos os anos (Figura 10 a, b, c) uma região na costa dos 
estados do Pará e Amapá com valores de chuva elevados exatamente na região que 
normalmente se formam os SL. Além disso, ainda é verificado que nos anos de LN 
ocorreram os maiores valores de precipitação, e eles foram distribuídos tanto na 
região costeira, quanto no interior do continente, isso indica que nos anos da LN os 
sistemas foram mais intensos e que ocorreu mais chuvas. Esta precipitação também 
está relacionada ao posicionamento da Zona de Convergência Intertropical (ZCIT) 
que esteve melhor representada na região de estudo em 2001, ano de LN. Portanto, 
pode-se dizer que a variabilidade da precipitação na Amazônia em alguns anos pode 
ser fortemente relacionada ao ENOS, concordando com o encontrado por 
Ropelewski e Halpert (1987), Zolman et al. (2000), Andriole et. al (2004) e 
Gonçalves (2013). 
 
Pode-se notar também, que o ano de 2001 (Figura 10 b) apresentou dentre os 
três anos, valores mais elevados de precipitação, isso pode estar associado com 
associar o comportamento do GRAD, uma vez que, nesse período o GRAD estava 
negativo, ou seja, ambos os oceanos estavam apresentando condições propícia 
para a convecção (FUNCEME, 2016). Segundo Segundo Hastenrath e Heller (1977) 
e Moura e Shukla (1981) a fase negativa do GRAD ocorre quando as águas do ATS 
estão aquecidas e as do ATN estão resfriadas há ocorrência de movimentos 
ascendentes de massas de ar, o que proporciona a intensificação do processo de 
formação de nuvens e aumento da precipitação. Sendo assim, o resultado obtido 
reforça o encontrado por Ferreira e Da Silva Mello (2005), de que a LN associada ao 
GRAD negativo é normalmente responsável por anos normais, chuvosos ou muito 
chuvosos na região. 
41 
 
 
 
 
Figura 10. Distribuição da precipitação média para os anos de: (a) 1998, (b) 2001 e (c) 2008. 
(a) 
(b) 
(c) 
42 
 
 
 
 
Na Figura 11 é retratada a distribuição da precipitação média dos SL. Por ela, 
pode-se perceber que durante o ano de 2008 registrou-se maiores valores de chuva 
relacionado aos SL (Figura 11 c) do que durante os anos de 1998 e 2001 (Figura 11 
a, b), isso pode ser um indicativo de o ENOS influencia efetivamente na distribuição 
espacial precipitação pelos SL. Observa-se também diferenças na média da 
precipitação entre os anos de 2001 e 2008 (Figura 11), a explicação pode estar 
relacionada a intensidade da LN, pois por mais que ambos os anos sejam 
considerados como moderados, o ano de 2008 apresentou anomalias de TSM mais 
negativas que 2001. Ademais, em ambos os anos é observado precipitação na 
costa do continente (Figura 11 a, b, c), na área de formação dos SL, mas o ano de 
2001 é retratado com valores médios de chuva maior (Figura 11 c). 
 
43 
 
 
 
 
Figura 11. Distribuição da precipitação média referente aos Sistemas Lineares para os anos de: (a) 
1998, (b) 2001 e (c) 2008. 
(a) 
(b) 
(c) 
44 
 
 
 
 
A Figura 12 apresenta a porcentagem de precipitação acumulada associada 
aos SL em relação a precipitação acumulada de todos os sistemas convectivos que 
atuaram na região de estudo, por meio dessa relação, pode-se encontrar a 
porcentagem e a região onde a precipitação é referente apenas aos SL. No ano de 
1998 (Figura 12 a), observa-se que os SL são responsáveis por valores no entorno 
de 10% para a maior parte da região de estudo, apresentando apenas no interior do 
continente porcentagens mais elevadas. O ano de 2001 (Figura 12 b) apresenta 
baixa porcentagem de precipitação relacionada com os SL, enquanto isso, no ano 
de 2008 (Figura 12c), os SL aparecem como maiores influenciados na precipitação 
tanto na região oceânica, como na continental. 
 
45 
 
 
 
 
Figura 12. Distribuição espacial da porcentagem da precipitação dos SL em relação ao total 
acumulado na área de estudo para os anos de: (a)1998, (b) 2001 e (c) 2008. 
(a) 
(b) 
(c) 
46 
 
 
 
4. CONCLUSÕES 
 
Levando em consideração os resultados obtidos durante o estudo, pode-se 
afirmar que o Oceano Pacífico influencia remotamente na ocorrência de sistemas 
convectivos lineares na região Amazônica brasileira. É importante ressaltar que a 
maior influência na geração das Linhas de Instabilidade na região de estudo é o 
gradiente térmico continente/oceano. Portanto, se faz importante avaliar em 
trabalhos futuros se a influência do Oceano Pacífico é apenas para os sistemas 
lineares ou para todos os sistemas que ocorrem na região. 
 
Encontrou-se que os Sistemas Lineares são mais intensos que os demais 
sistemas, que foram classificados ao longo do trabalho como Sistema Não Linear. 
Também houveram indícios de que os Sistemas Lineares são mais intensos durante 
a ocorrência de La Niña. Ou seja, os Sistemas Lineares possuem correntes 
ascendentes mais intensas, o que propicia o maior desenvolvimento vertical desse 
sistema, fazendo com que esses sistemas estejam mais relacionados a eventos 
extremos de precipitação. 
 
Ao analisar a precipitação média e máxima dos Sistemas Lineares não foi 
encontrada diferença significativa entre os anos de El Niño e La Niña, porém, ao 
avaliar a distribuição espacial notou-se que durante os anos de La Niña houveram 
valores mais elevados de precipitação, especialmente o ano de 2008 onde os SL 
apresentaram maior porcentagem de influência na precipitação tanto na região 
oceânica, como na região continental. Isso se deve a intensidade do sistema, pois 
quanto mais intenso é o sistema, maior será a possibilidade de ocorrer valores 
significativos de precipitação. Além disso, notou-se que tanto o Oceano Pacífico, 
quanto o Oceano Atlântico interferem na distribuição da precipitação; e que a 
intensidade das anomalias de Temperatura de Superfície do Mar é essencial para 
avaliar a influência do oceano nos Sistemas Lineares. 
 
47 
 
 
 
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