Tropical Rainfall Measuring Mission (TRMM) - PDF
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Adelino Estrela Tuschinski
1 Tropical Rainfall Measuring Mission (TRMM) ( Missão para medição de chuva tropical ) Prof. Dr. Carlos Augusto Morales (DCA/IAG/USP) Dra. Rachel Ifanger Albrecht (DSA/CPTEC/INPE)
2 Objetivos do TRMM TRMM é um satélite de pesquisa desenvolvido para ajudar o entendimento do ciclo da água em nosso sistema climático atual. Cobrindo as regiões tropicais e semitropicais da Terra, o TRMM fornece dados muito importantes sobre a chuva e a liberação de calor associada com a formação da precipitação. O TRMM não vai sozinho fornecer a solução para o debate sobre mudanças climáticas, ele irá, no entanto, contribuir para a nossa compreensão de como as nuvens afetam o clima e quanta energia é transportada no ciclo global da água. Em coordenação com os outros satélites da NASA em missão para o Planeta Terra, o TRMM começará o processo de compreensão das interacções entre o vapor de água, nuvens e precipitação, que é o elemento principal para a regulação do sistema climático.
3 Introdução O balanço energético da atmosfera global mostra que apenas cerca de ¼ da energia necessária para impulsionar a circulação atmosférica global vem da energia solar direta. Os outros ¾ da energia é transferida para a atmosfera por evaporação de água, principalmente a partir do oceano. 1/4 3/4
4 O vapor de água que ascende da superfície para a atmosfera traz consigo a energia necessária para transformar a água líquida em vapor de água o chamado "calor latente de evaporação. Mas o que é calor latente? Quando a água ferve, ela absorve calor para evaporar. Quando o processo reverso ocorre, ou seja, quando o vapor condensa, ele deve liberar o calor que absorveu para evaporar. A maior parte deste calor latente é libertado para a atmosfera quando o vapor d água se condensa para formar gotículas de nuvens. Essa energia de calor latente contida nas nuvens, não pode ser vista ou medida diretamente. Porém, a chuva é o produto final dessa liberação de energia, e chuva nós conseguimos medir! A evaporação necessita de altas temperaturas (e maior incidência de raios solares), assim há mais evaporação e conseqüentemente mais formação de nuvens nos Trópicos. Logo, as chuvas dos Trópicos são responsáveis por ¾ da energia que impulsiona a circulação atmosférica global, podendo ser chamadas de a Motorista da Máquina do Clima Global. Infelizmente, ainda existem incertezas de até 50% na quantidade de chuva tropical. A menos que possamos definir melhor a quantidade de chuva e a energia liberada por ela, teremos pouca chances de testar os modelos climáticos e ganhar confiança em suas previsões.
5 Mas o que é a circulação atmosférica? A radiação do Sol e o movimento de rotação da Terra geram a circulação atmosférica: O ar na atmosfera nunca está parado. Seu movimento horizontal e vertical, a "circulação atmosférica", é regido por leis físicas complexas, dos quais as mais importantes são a forçante radiativa e a conservação de energia. A forçante radiativa é a ação sobre a atmosfera da radiação de ondas curtas do sol e do calor de onda longa da superfície da Terra. Essas duas principais fontes de energia são exercidas de forma desigual em diferentes partes do globo, e têm efeitos diferentes sobre as diversas regiões e as diferentes camadas da atmosfera. A conservação da energia é a lei básica que exige que qualquer calor ou energia presente na atmosfera não podem desaparecer, mas deve ser usada com o movimento do ar ou armazenada por evaporação ou condensação, ou outros processos físicos. Além disso, a topografia da superfície desempenha um papel importante: por exemplo, montanhas podem bloquear o vento horizontal, e assim podem forçar as massas de ar empurradas contra ela a subir, etc.. Finalmente, a força de Coriolis, devido à rotação da Terra sobre seu eixo, força qualquer fluxo de vento existente à desviar para à esquerda da sua posição original no Hemisfério Sul (para à direita no Hemisfério Norte).
6 Assim, os dois mais importantes fatores que geram fluxo de ar (isto é, vento) são: 1) a grande variação do ângulo dos raios do Sol entre o Equador e os Pólos, que é a pre-cursora das estações do ano, e 2) as diferenças significativas de temperatura dos oceanos e dos continentes (calor específico da água é muito maior que dos continentes), o que determina mudanças sazonais muito mais rápidas na terra (continentes) do que nos oceanos. A variação na radiação solar entre o Equador e os Pólos, e o associado gradiente de temperatura norte-sul, produzem uma circulação "zonalmente simétrico" (ou seja, independente da longitude). Em direção aos pólos, essa circulação norte-sul se torna progressivamente mais fortemente afetada pela força de Coriolis (que a desvia para a esquerda ou direita, dependendo do hemisfério) e desenvolve uma componente zonal (lesteoeste), até que em latitudes mais elevadas a circulação torna-se principalmente zonal. O desequilíbrio térmico entre os oceanos e continentes, juntamente com a topografia, são responsáveis por assimetrias zonal na circulação.
7 E como a chuva afeta a circulação atmosférica? O calor latente liberado pela condensação do vapor de água faz com que o ar ao seu redor a se expanda, criando bolsas de baixa pressão em níveis mais baixos da atmosfera (onde o ar se expandiu e se tornou mais leve), e bolsas de alta pressão em níveis superiores (are que é empurrado para cima pela expansão de baixos níveis). Fora dos trópicos, esse efeito é muito menos importante para a evolução do clima, onde o gradiente de temperatura meridional (norte-sul) é mais importante. Nos trópicos, o gradiente de temperatura meridional é bem menor e as variações de pressão devido à liberação de calor latente pela formação de chuva é dominante, se tornando o grande impulsionador da circulação tropical. Além disso, esses centros tropicais de alta pressão em nivéis altos da atmosfera controlam as zonas de convergência e divergência da atmosfera, e modificam faixas tempestade de latitudes médias. Por exemplo, o fenômeno El Niño (conhecido como o aquecimento das águas do Pacífico Central), fornece calor para a formação de um centro de baixa pressão e nuvens, modificando a circulação atmosférica global. Ao medir o perfil de chuva em função da altitude, o satélite TRMM está fornecendo medidas do aquecimento por calor latente. Esta é a primeira estimativa confiável já feita ao longo dos trópicos.
8 O satélite TRMM O satélite TRMM foi lançado em Novembro de 1997, e está operando até hoje. Ele orbita a Terra em um altitude de 405 km com uma órbita muito inclinada entre 35 o N e 35 o S de latitude. Os sensores do satélite TRMM varrem um caminho com larguras de várias centenas de quilômetros, monitorando a maior parte dos Trópicos todos os dias (~3 vezes por dia). 35 o N 35 o S
9 Os sensores do satélite TRMM Visible Infrared Radiometer (VIRS): É um radiômetro de varredura de faixa transversal passivo, com cinco canais centrados nos comprimentos de onda 0,63, 1,6, 3,75, 10,8 e 12 µm, que fornece observações de alta resolução da cobertura de nuvens, do tipo de nuvem, e da temperatura do topo da nuvem. TRMM Microwave Imager (TMI): É um radiômetro de microondas passivo, com multi-canais: 10,65, 19,35, 37,0 e 85,5 GHz com polarizão vertical e horizontal, e 22,235 GHz com polarização apenas vertical. O TMI fornece informações sobre o conteúdo integrado da coluna de precipitação, água líquida de nuvem, gelo de nuvem, intensidade da chuva, e os tipos de precipitação (por exemplo, ou convectiva estratiforme). Precipitation Radar (PR): O primeiro de seu tipo no espaço, é um radar de varredura eletrônica (sensor ativo), operando em 13,8 GHz que mede a distribuição da precipitação em 3-Dimensões, e define a profundidade da camada de precipitação. Lightning Imaging Sensor (LIS): É um sensor óptico (passivo) que detecta e localiza eventos de raios na faixa do oxigênio neutro (0.777 µm).
10 Princípio dos sensores passivos A radiação solar atinge a Terra, e ela absorve essa radiação. Essa radiação é usada para aquecê-la e alimentar a circulação atmosférica e formação de nuvens. A Terra e seus elementos (solo, nuvens, etc.) emitem, então, radiação em vários comprimentos de onda (i.e., infra-vermelho, microondas, etc.) que são detectados pelos satélites. Radiação solar atinge a Terra A Terra emite radiação que é dectada pelos satélites
11 Princípio dos sensores passivos VIRS: Infra-Vermelho próximo Visível Infra-Vermelho TMI: Microondas
12 Visible Infrared Radiometer -VIRS No infra-vermelho a radiação não penetra as nuvens, logo o satélite está medindo a emissão do topo da nuvem (ou seja, valores integrados na coluna). φ nuvem ~ ε σ T 4 nuvem φ solo ~ ε σ T 4 solo onde φ = radiação emitida ε = emissividade do corpo σ = const. de Stefan-Boltzman T = temperatura do corpo
13 No visível a radiação é refletida pela nuvem, logo o satélite está medindo a refletância do topo da nuvem. R ~ S R ~ ε S onde R = refletância do corpo S = radiação solar incidente ε = emissividade do corpo
14 Sabemos que nos canais infravermelho e visível temos as informações de temperatura do topo da nuvem e refletância das nuvems: Juntando essas informações em modelos simplificados de nuvens e métodos estatísticos, podemos estimar a precipitação das nuvens em toda sua extensão. Importante: essa estimativa é bi-dimensional, integrada na coluna, uma vez que o satélite vê apenas o topo da nuvem.
15 TRMM Microwave Imager - TMI A superfície da Terra emite radiação em microondas. Esta energia interage com os hidrometeoros na forma de absorção, emissão e espalhamento. ~ τts + (1- τ )Tn ~ (1- τ )Tn ~ τts Como esta interação depende da freqüência, podemos inferir algumas propriedades físicas da nuvem amostrada, ou seja: podemos identificar tipos de hidrometeoros, como água liquida, gelo, e neve.
16 Na baixa freqüência de microondas ( < 50 GHz), encontra-se a janela atmosférica e estas freqüências são essencialmente sensitivas à emissão do vapor d água, nuvens, precipitação e propriedades da terra. Dessa maneira, estas freqüências baixas são muito úteis para a discriminação do tipo de superfície, conteúdo de água líquida em nuvens e precipitação moderada e intensa composta de água líquida.
17 As diferenças da emissividade entre as superficies é maior em baixas freqüências. O oceano tem emissividade baixa e uniforme ( , e o continente ~ 0.90), o que faz com estas superfícies sejam ideais para a inferência das propriedades da nuvem e precipitação. Como o oceano é frio a emissão quente das nuvens e do vapor d água adiciona um realce sobre eles, enquanto que sobre os continentes quase não há realce.
18 As freqüências altas de microondas são úteis para detectar os efeitos de espalhamento que envolvem precipitação congelada, ou seja, cristais de gelo e neve. A absorção e a emissão das gotas de chuva e nuvem aumentam o efeito de espalhamento dominando a medida observado. O espalhamento ocorre quando a radiação incidente sobre as partículas é removida do seu caminho original. Como resultado, existe menos energia e as temperaturas de brilho tornam-se mais frias, realçando as nuvens que no contraste com alta emissividade da superfície terrestre.
19 Resumindo, as freqüências de microondas nos fornecem as seguintes informações: O espectro em microondas pode ser divido em 3 partes basicamente: a) Abaixo de 22 GHz, absorção é o mecanismo primário que afeta a transferênca de radiação em microondas (o espalhamento ocorre mas é de segunda ordem). b) Entre 22 e 60 GHz, ambos o espalhamento e absorção são importantes. c) Acima de 60 GHz, o espalhamento domina a absorção.
20 Water surfaces Dry atmosphere - blue moist atmosphere - dark blue Land surfaces Snow Cover - white/grey land (non-desert) - grey/brown Deserts - light green Other Surfaces Polar snow /ice - white/yellow Sea ice - green/brown Clouds/precipitation Scattering (by cloud ice) - yellow Emission (over water) - black
21 Precipitation Radar - PR O Radar emite um pulso de energia e ao encontrar um alvo, este reflete uma fração da energia inicidida. No caso do radar meteorológico, a energia que retorna é proporcional ao diâmetro à sexta potência da gotas dentro do volume iluminado pelo radar O PR consegue fatiar a chuva em camadas de 250 metros em altura, com resolução de ~ 5 km na horizontal.
22 Assim, o PR nos fornece uma visão em três dimensões (3-D) das nuvens:
24 Assim, produto final da junção entre os sensores VIRS, TMI e PR é a climatologia de precipitação ao longo dos Trópicos:
25 Lightning Imaging Sensor - LIS O sensor LIS é composto de uma câmera de vídeo (CCD charged coupled device) que detecta eventos de relâmpagos e raios. Um evento de raio é um pixel iluminado da CCD. Os eventos são agrupados no tempo e no espaço, formando grupos os quais também são agrupados no tempo e espaço, formando, finalmente um flash (= raio ou relâmpago).
26 O LIS detecta o número total de raios, ou seja, raios intra-nuvem e raios nuvem-terra. Esse sensor não consegue distinguir os tipos de raios. O vídeo abaixo mostra uma simulação do sensor LIS: