1 - Introdução Atualmente, estamos cercados de diversos meios de comunicação onde diariamente são discutidos inúmeros acontecimentos sociais e mundiais. Devido à ocorrência de sucessivos fenômenos meteorológicos causadores de catástrofes devastadoras, tanto as redes de informação jornalística que reservam uma parte de suas matérias para assuntos ligados à meteorologia quanto às sociedades governamentais e não- governamentais as quais fomentam de forma mais ampla os estudos científicos de áreas interagentes com a atmosfera têm dado maior relevânica a meteorologia. Segundo Fedorova (1999), os conceitos de massas de ar e frentes foram introduzidos na literatura meteorológica na década de 1920-1930 por T. Bergeron, J. Bjerknes e H. Solberg. No início do século XIX, J. Bjerknes sugeriu um modelo ciclônico que, além de delinear a estrutura típica de um ciclone em movimento, indicou seus processos dinâmicos fundamentais. O termo Ciclone é comumente utilizado para se referir a sistemas com movimento circulatório associado a áreas de baixa pressão. O contínuo estudo destes sistemas é devido à sua grande importância no transporte de calor, vapor d’água e momento, bem como nas mudanças no tempo provocadas nas regiões em que este sistema atua. A passagem dos Ciclones Extratropicais no Oceano Atlântico Sul com os sistemas frontais, a eles associados, controla em grande parte os fenômenos de tempo sobre o continente. A troca de momentum entre a oceano-atmosfera são responsáveis pela ocorrência de ressacas que atingem grande parte da orla brasileira. Ocasionalmente, a região sul do Brasil é afetada por ventos fortes e chuvas intensas devido à formação desses sistemas. Por isso, seja nas áreas urbanas ou rurais, o conhecimento das regiões ciclogenéticas e do comportamento dos sistemas ciclonicos é imprescindível para a prevenção dos prejuízos sociais e econômicos que possam ser desencadeados por estes sistemas. Em um certo dia, em latitudes médias de ambos os hemisférios, as análises de superfície são caracterizadas por uma série de ciclones e de anticiclones, alguns dos 1
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utilização de imagens de satélite no estudo das ciclogêneses e ...
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1 - Introdução
Atualmente, estamos cercados de diversos meios de comunicação onde
diariamente são discutidos inúmeros acontecimentos sociais e mundiais. Devido à
ocorrência de sucessivos fenômenos meteorológicos causadores de catástrofes
devastadoras, tanto as redes de informação jornalística que reservam uma parte de suas
matérias para assuntos ligados à meteorologia quanto às sociedades governamentais e não-
governamentais as quais fomentam de forma mais ampla os estudos científicos de áreas
interagentes com a atmosfera têm dado maior relevânica a meteorologia.
Segundo Fedorova (1999), os conceitos de massas de ar e frentes foram
introduzidos na literatura meteorológica na década de 1920-1930 por T. Bergeron, J.
Bjerknes e H. Solberg. No início do século XIX, J. Bjerknes sugeriu um modelo ciclônico
que, além de delinear a estrutura típica de um ciclone em movimento, indicou seus
processos dinâmicos fundamentais.
O termo Ciclone é comumente utilizado para se referir a sistemas com
movimento circulatório associado a áreas de baixa pressão. O contínuo estudo destes
sistemas é devido à sua grande importância no transporte de calor, vapor d’água e
momento, bem como nas mudanças no tempo provocadas nas regiões em que este sistema
atua. A passagem dos Ciclones Extratropicais no Oceano Atlântico Sul com os sistemas
frontais, a eles associados, controla em grande parte os fenômenos de tempo sobre o
continente. A troca de momentum entre a oceano-atmosfera são responsáveis pela
ocorrência de ressacas que atingem grande parte da orla brasileira. Ocasionalmente, a
região sul do Brasil é afetada por ventos fortes e chuvas intensas devido à formação desses
sistemas. Por isso, seja nas áreas urbanas ou rurais, o conhecimento das regiões
ciclogenéticas e do comportamento dos sistemas ciclonicos é imprescindível para a
prevenção dos prejuízos sociais e econômicos que possam ser desencadeados por estes
sistemas.
Em um certo dia, em latitudes médias de ambos os hemisférios, as análises
de superfície são caracterizadas por uma série de ciclones e de anticiclones, alguns dos
1
quais são intensos enquanto outros são relativamente fracos. Uma seqüência de análises de
superfície mostraria que alguns dos sistemas fracos se intensificam enquanto outros ou
mantém sua intensidade anterior ou se enfraquecem (Kousky, 1982).
O presente trabalho objetivou analisar como se comportaram as ciclogêneses
em superfície na área compreendida entre as coordenadas 5°-60° S e 30°-90° W nos anos
de El Niño Forte, La Niña Forte e anos Neutros. Além disso, averiguou-se a possível
influência na mensuração da precipitação pluvial suscitada pelas passagens ciclônicas no
estado do Rio Grande do Sul durante períodos de El Niño e La Niña forte e anos Neutros.
Para isto, foram utilizados campos de pressão ao nível médio do mar na determinação dos
perfis médios latitudinais sazonais e periódicos e a porcentagem de ocorrência cilogenética
na área 1 e suas intra-áreas. Foram especuladas, também, as faixas latitudinais de maior
influência ciclônica na distribuição da precipitação pluvial no estado do Rio Grande do Sul.
Foram estudados dois casos de ciclôgeneses que sucederam nas estações
onde são encontrados significativos valores de anomalia de precipitação pluvial para o
estado do Rio Grande do Sul que são a Primavera e o Outono seguinte (outono seguinte ao
ano de inicialização dos eventos). Além de avaliar o estado comportacional médio sazonal e
periódico do jato de baixos níveis sobre influência dos episódios de El Niño e La niña
Forte. Também será indagada a fidedignidade do comportamento desses sistemas com
relação à literatura atual.
A contribuição científica dos futuros resultados deste trabalho está vinculada
à decorrência de um maior conhecimento do comportamento da atmosfera sobre a região
estudada. Já que alguns ciclones causam estragos catastróficos nos locais onde percorrem.
Por isso, quanto mais amplo o entendimento acerca destes sistemas aliados a possíveis
relações com eventos como El Niño e La Niña - os quais afetam a normalidade da
atmosfera - mais precisas serão as futuras previsões de tempo e, conseqüentemente,
menores os danos sociais e econômicos.
No capítulo 2, encontrar-se-á um explanatório reservado à revisão
bibliográfica, relacionando os principais trabalhos nacionais e internacionais. O capítulo 3
descreve meticulosamente a metodologia empregada na construção deste trabalho. No
2
capítulo 4, demonstrar-se-á os resultados obtidos da idéia tópico do trabalho e, também,
poder-se-á conferir um estudo prévio de uma possível mudança no paradigma da circulação
geral atmosférica desencadeada durante os episódios de El Niño Forte e La Niña Forte. No
capítulo 5 serão diagnosticados dois casos de ciclogêneses suscitados durante as estações da
primavera e outono do ano seguinte ao ano de inicialização do fenômeno nos quais são
observadas as maiores anomalias de precipitação pluvial para os anos de El Niño. Já no
capítulo 6, serão estudadas as composições médias do vetor vento, com ênfase na
intensidade dos jatos de baixos níveis ocasionados pela região Amazônica verificados à
leste da cordilheira dos Andes, durante os episódios de El Niño e La Niña Forte.
Finalmente no capítulo 7 - na conclusão do trabalho - estão presentes as considerações
parciais e as possíveis propostas de trabalhos futuros relacionados com o assunto discutido.
No Apêndice I foi elaborado um epílogo relacionado ao capítulo 4 e no Apêndice II gerou-
se a composição média do vetor vento (m/s) no período de junho a maio do ano seguinte.
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2 - Revisão bibliográfica
2.1 – Ciclones e Ciclogêneses
Para a identificação dos possíveis estágios de desenvolvimento e dissipação
dos ciclones extratropicais através de imagens de satélite, utiliza-se a classificação de
Troup e Streten (1972), a qual permite com extrema precisão o acompanhamento dos
diferentes estágios deste sistema. Conforme (figura 2.1), estão demonstrados de maneira
ordenada os estágios do ciclone extratropical. O estágio classe W é a de vórtices no estágio
de onda – uma saliência na banda de nuvem. Nos estágios de formação, como na classe A,
em que a nuvem se apresenta na forma de vírgula e, logo em seguida, a classe B onde se
observa a forma predominante de gancho. A classe C é o estágio maduro ocorrendo uma
nuvem espiralada em torno de um centro bem definido. O estágio de dissipação (estágio
final), classe D, divide-se em DX e DY onde ocorre uma concentração de nuvens no centro
do vórtice e, logo após, tornando-se bandas circulares menos organizadas, respectivamente.
Nota-se, que a classificação do estágio dos ciclones extratropicais está relacionada,
também, com a distância (r), entre o centro do ciclone e a banda de nebulosidade da frente
fria. Conforme o ciclone se desenvolve à distância (r), aumenta.
Figura 2.1- Classificação dos Estágios de comportamento dos ciclones extratropicais utilizando imagens de
satélite (extraído de Ferreira, 1989).
Taljaard (1972) realizou um estudo meticuloso da atmosfera pertencente ao
Hemisfério Sul, utilizando dados obtidos durante o AGI (Ano Geofísico Internacional) de
4
julho de 1957 a março de 1958. Observou que as ciclogêneses foram mais freqüentes em
latitudes médias, numa faixa entre 35°S e 55°S, em quase todo o hemisfério. Em relação à
América do Sul e o oceano Atlântico Sul adjacente até aproximadamente 30°W. Através
disto, observou-se que metade das ocorrências ciclônicas sucedeu ao norte de 35° S. A
variação sazonal apresentou maior freqüência de ciclogênese sobre a superfície oceânica no
verão, enquanto que no inverno as freqüências foram iguais tanto sobre o oceano como
sobre o continente, ocorrendo uma escassez de novos sistemas na faixa de 45°-50° S. O
autor deste trabalho não considerou as ciclogêneses que geraram baixas quentes e as
geradas a sotavento no continente, as quais apareceram freqüentemente no verão. Quanto
aos ciclones extratropicais, a distribuição dos centros de baixa pressão por unidade de área
e sua freqüência por estação foram observados como tendo uma banda de alta freqüência à
leste dos Andes, com pouca variação na posição e na freqüência no decorrer do ano. No
Gran Chaco, Taljaard (1972) observou que as baixas quentes de superfície tendem a se
tornar sistemas ciclônicos desprendidos movendo-se para leste, enquanto que os ciclones
extratopicais apresentam um deslocamento médio para leste e sudeste, recurvando para a
Antártica. Os resultados não apresentam grande variabilidade sazonal da velocidade e a
velocidade média foi de aproximadamente 9,5 m/s.
Estudando a climatologia do Hemisfério Sul com base em análises
numéricas diárias para o período 1973-1977, Marshall e Kelly (1981) apresentam os
resultados da freqüência de ciclones para dois meses, janeiro e julho. Concluíram que
aconteceu similaridade com as informações do estudo de Taljaard (1972). As distinções
médias encontradas foram com relação à distribuição de ciclones no inverno a qual ocorreu
de forma mais zonal. Além de ter havido discordância na freqüência de ciclones sobre os
continentes, devido às baixas quentes terem sido observadas em maior número em janeiro
do que em julho. Os resultados também revelaram que o cinturão ciclônico circumpolar
próximo à Antártica apresentou grupos de maior freqüência no mês de julho do que no mês
de Janeiro. Afirmam que essas diferenças se devem às bases de dados, aos métodos de
análises e às diferenças reais entre os dois períodos considerados.
Whittaker e Horn (1984), realizaram um estudo de ciclogêneses para a
América do Norte e verificaram um máximo principal na faixa compreendida entre 35°-
5
40°N que se deslocou na estação do verão para a banda latitudinal de 45°-55°N. Dando
seguimento aos estudos sobre ciclogêneses, Whittaker e Horn (1984) observaram que as
ciclogêneses se concentravam a sotavento das cadeias de montanhas e abrangendo a costa
leste da Ásia e América do Norte. A direção mais típica desses sistemas foi para nordeste.
Portanto, constatou-se que em ambos os hemisférios os vórtices ciclônicos tendem a se
moverem para os pólos, concordando com os estudos de Taljaard (1972).
Os resultados da pesquisa feita por Necco (1982a), usando cartas sinóticas
com dados do First Global GARP Experiment (FGGE), em dezembro de 1978 a novembro
de 1979, concordam, em grande parte com os estudos de Taljaard (1972). Observou uma
região fonte de ciclones na área continental e atlântica sul à norte de 35° S e uma relativa
ausência desses sistemas na área de 45°-50° S e 0° a 90° W. Confirmou a existência de uma
variação sazonal com ciclogêneses ocorrendo em baixas latitudes sobre o continente.
Identificou, entre 40° e 60° W e 10° a 55° S, constantes ocorrências de ciclogênese ao
longo do ano.
Analisando as trajetórias e intensidades desses sistemas, Necco (1982b)
observou que aproximadamente 70% das ocorrências de ciclones (119) eram sistemas que
se iniciam na região de 10°-55° S e 0°-90° W, sendo, os restantes, sistemas migratórios
com origem fora desta área. Apenas 20% pertenciam ao setor Pacífico Sul e 50% ao setor
continental e do Atlântico Sul. Sugeriu que a distribuição de temperatura da superfície do
mar e a advecção de vorticidade em altos níveis, no litoral, exercem um papel importante
na intensificação dos vórtices ciclônicos.
Ferreira (1989) investigou cuidadosamente a freqüência e o desenvolvimento
de ciclones, bem como suas áreas e estações preferenciais de geração na região da América
do Sul, utilizou-se para este estudo sete anos de imagens do satélite geoestacionário
GOES-E em todos os horários disponíveis. Foi avaliado um limiar de vorticidade nos níveis
500-300 hPa necessário para o desenvolvimento de ciclones sobre o continente no inverno,
a partir de dados de vento oriundos das análises operacionais do NMC (National
Meteorological Center), em intervalos de 5°. Foram consideradas quatro faixas latitudinais
(5°-45° S, 15º-30° S, 30°-45°, 45°-60° S), sendo que para a região 30°-70°W e 15°-45°S,
durante o período de observações de Janeiro de 1980 a Dezembro de 1986. O número total
6
de ciclones que se formaram foi de aproximadamente 760, sendo 280 destes formados
acima de 30°S. Anualmente, foi verificado cerca de 140 ciclogêneses em média, onde só no
ano de 1983 (Ano de El Niño Intenso), o número de ciclones aumentou em 25%, sendo que
o principal aumento se deu ao norte de 30°S, consistente com a precipitação pluvial acima
do normal neste ano no Sul do Brasil. Quanto às direções de propagação, os autores
verificaram que uma pequena parte se dissipou sem apresentar movimento significativo,
enquanto que uma parte foi para leste e a maior predileção verificada foi para sudeste, sem
variação sazonal característica de seus valores.
Os centros de baixa pressão à superfície e os vórtices do ar superior são
sistemas que ao serem formados nas regiões Sul e sudeste do Brasil, desencadeiam
alterações significativas no tempo e, conforme sua intensidade, podem causar sérios
problemas locais ou regionais. Vale salientar que nem todos os ciclones observados em
cartas sinóticas produzem padrões de nuvens identificáveis as quais os caracterizam como
vórtices ciclônicos. Através de imagens de satélite, todavia, pode-se observar facilmente os
principais sistemas sinóticos.
Conforme Satyamurty et al. (1990), as bandas de nebulosidade pertencentes
às superfícies frontais as quais não apresentaram intensificação significativa, nas
observações das imagens de satélite foram automaticamente classificadas como Vórtices
Neutros. Na tabela 2.1, encontra-se a freqüência de formação de vórtices ciclônicos na
região 15°– 45°S e 30° – 70°W durante o período de 1980-86. Na média passam pelo
continente 100 vórtices neutros por ano na banda latitudinal compreendida entre as
coordenadas 15°S e 60°S e, na maioria deles foi verificado que tanto a geração quanto à
intensificação aconteceram sobre a região em estudo (Tabela 2.2). Na Figura 2.2 observa-
se um núcleo de valor máximo na Freqüência de Ciclôgeneses em aproximadamente 65°W-
50°S.
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Tabela 2.1 – Freqüência de formação de vórtices ciclonicos na região 15° – 45 °S e 30° –
70° W durante o período de 1980-86.
Estações / Ano Verão Outono Inverno Primavera Total
1980 28 20 31 36 115
1981 50 25 16 24 115
1982 26 23 28 30 107
1983 34 35 18 39 126
1984 38 20 17 25 100
1985 30 22 15 30 97
1986 21 30 18 20 89
Total 227 175 143 204 749
FONTE: Satyamurty et al. (1990).
Tabela 2.2 – Passagem de vórtices sem desenvolvimento na região 25°-60°S e 30°-70°W
no período de 1980-86.
Estações / Ano Verão Outono Inverno Primavera Total
1980 24 13 13 14 64
1981 29 15 13 33 90
1982 38 40 18 25 121
1983 17 31 45 39 132
1984 38 45 25 35 143
1985 23 29 16 28 96
1986 29 34 38 37 138
Total 198 207 168 211 784
FONTE: Satyamurty et al. (1990).
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Figura 2.2 - Freqüência de Ciclogêneses extraída de Satyamurty et al. (1990). Os contornos representam o
numero de ciclones em uma grade de 5° de longitude X 5° Latitude durante os 7 anos estudos de 1980-1986.
Gan (1992) realizou um estudo com base em 10 anos de dados
meteorológicos, com objetivo de verificar quais são as estações do ano preferenciais para a
formação de ciclogênese de superfície sobre a América do Sul.
Os dados utilizados foram aproximadamente 14600 cartas de superfície (4
cartas por dia) da Força Aérea Brasileira para o período de Janeiro de 1979 a Dezembro de
1988, médias mensais para 8 estações de radiossondagem localizadas no Brasil e Argentina,
para o período Janeiro de 1978 a Dezembro de 1987 e dados mensais de precipitação
pluvial para 12 estações de superfície localizadas no sul do Brasil. Ocorre novamente a
preferência de ocorrência pelo outono e inverno, com o verão a retaguarda. A variação
interanual foi mais elevada em 1983, 1986 e 1987 anos de El Niño, com destaque para o
episodio de El Nino 1982-1983. No ano de 1981, caracterizado por valores positivos do
IOS (Índice de Oscilação Sul), encontrou-se a menor freqüência de Ciclogeneses. Para
avaliar a consistência dos dados encontrados, elaborou-se uma avaliação entre precipitação
9
e ciclogêneses. Através disto, foram avaliadas as anomalias de precipitação nas estações do
sul do país. Para 1981, as anomalias são sempre negativas, exceto uma, concordando com a
menor freqüência de ciclogênese. Em 1983, encontram-se as anomalias mais positivas. Em
1987, o El Niño não foi tão intenso e algumas estações mais ao sul chegaram a mostrar
anomalias negativas. Os autores concluíram que a variação interanual da freqüência de
ciclogênese é consistente quando comparadas com as anomalias de precipitação, ou seja, os
anos de maior ocorrência de ciclogênese são os anos de maior ocorrência de chuva e estão
associados a valores negativos do IOS - anos de El Niño. Os anos de menor ocorrência de
ciclogênese são os anos de menor ocorrência de chuva e estão associados a valores
positivos do IOS.
Gan (1991) encontrou dois núcleos máximos na Freqüência de Ciclogêneses
um em aproximadamente 55°W-32°S e outro em 63°W- 42°S (Figura 2.3), divergindo de
Satyamurty et al. (1990), figura 2.2, o qual observou apenas um núcleo máximo em torno
de 65°W-50°S.
Figura 2.3 – Isolinhas da distribuição anual da Freqüência de Ciclogênese extraída de Gan (1991).
A maior freqüência de ciclogênese no inverno está de acordo com Taljaard
(1972) e Necco (1982a) e aparentemente em desacordo com Satyamurty et al. (1990); a
justificativa é que estes se basearam fortemente em imagens de satélite e desta maneira
10
podem ter incluído ciclogênese nos altos níveis, prejudicando a estatística. Em termos de
deslocamentos dos ciclones, as direções preferenciais detectadas estão de acordo com
estudos anteriores, com predomínio para sudeste no cinturão 15°-40°S e para leste entre
40°-50°S.
À medida que um vórtice se desenvolve a inclinação que inicialmente é de
oeste entre os baixos níveis e altos níveis, no estágio de maturação se encontra na vertical e
no final do processo com inclinação para leste. Todo este processo indica que existiu
conversão de energia do estado básico para o da perturbação, sendo o mecanismo
responsável pelo desenvolvimento do vórtice ciclônico, de acordo com Holton (1979).
Pettersen e Smebye (1971) concluíram que a hipotese da ciclogênese estar
associada à advecção de vorticidade ciclônica, em poucas vezes era satisfeita. Através
disto, tentaram conhecer quais os possíveis mecanismos que poderiam estar atuando no
desenvolvimento dos ciclones. Foi analisando a formação de vários ciclones extratropicais
que chegaram a conclusão da divisão em dois grupos do tipo A e B, os quais eram
divergentes apenas pelos mecanismos de desenvolvimento inicial. Assim, os ciclones do
tipo A estavam ligados ao desenvolvimento de uma onda na superfície frontal, enquanto
que os do tipo B eram gerados no lado sotavendo das montanhas. As diferenças entre
ambos os casos são:
• De acordo com Gan (1992), nos ciclones do tipo A, o desenvolvimento começa através
de uma corrente de ar superior não muito intensa, numa zona de máxima baroclinia.
Onde, inicialmente não é observada a presença de um cavado nos altos níveis, contudo,
este se desenvolve quando o ciclone nos baixos níveis se intensifica. A advecção de
vorticidade nos altos níveis é pequena no ínicio e durante o desenvovimento do sistema,
enquanto que a contribuição principal para a intensificação do sistema é a advecção
térmica. A baroclinia na troposfera inferior é grande a princípio, descendendo com a
oclusão da onda.
• Nos ciclones do tipo B, o desenvolvimento se inicia quando um cavado de ar superior
pré-existente, com forte advecção de vorticidade à junsante, penetra sobre uma área de
advecção de ar quente nos baixos níveis, na qual a frente fria pode ou não estar
11
presente. A distância de separação entre o cavado de ar superior e o sistema em baixos
níveis decresce rapidamente enquanto o ciclone se intensifica e o eixo tende a se
posicionar verticamente no estágio de maturação (estágio de intensidade máxima). A
advecção de vorticidade nos altos níveis inicialmente é grande e diminui conforme a
intensidade máxima do ciclone é atingida, contrariando a advecção térmica que no
inicio se encontra pequena e, posteriormente, cresce com a intensidade do ciclone nos
baixos níveis. A baroclinia na troposfera inferior é expressamente pequena na fase
inicial, crescendo com a intensificação do sistema (Gan, 1992).
Tanto os ciclones do tipo A como os do tipo B na finalização de seus
desenvolvimentos resultam no modelo de oclusão clássica demonstrado por Bjerkenes e
Solberg (1922).
Estudando a intensificação de ciclones extratropicais, no continente Norte
Americano, utlizando forçantes adiabáticas e diabáticas, Tsow et al. (1987) observaram que
durante a ciclogênese, o aquecimento diferencial se torna tão importante quanto a advecção
de vorticidade nos baixos níveis. Além de constatarem que o calor latente, força uma queda
expressiva da altura geopotencial abaixo de 700 hPa, durante a precipitação intensa a qual
contribui para a intensificação do ciclone. Ferreira (1989), a partir de um estudo de um caso
de verão o qual não apresentou advecção fria e se desenvolveu acompanhado por constante
convecção, demonstrou concordância com o estudo de Tsow et al. (1987). Também
concluiu que o contraste de umidade em zonas térmicas mal definidas, pricipalmente no
verão onde a retenção de água na atmosfera é elevada, deve ser um fator preponderante na
formação ou intensificação ciclônica.
A região de grande atividade ciclogenética, a qual se encontra
aproximadamente sobre o Gran Chaco, Uruguai e sul do Brasil, possui características
peculiares capazes de desencadear a formação ou intensificação de ciclones
tempestuosamente catastróficos para a região sul do Brasil. Uma dessas características é o
desvio dos alíseos nos baixos níveis de acordo com James e Anderson (1984), decorrente
aos Andes, fazendo com que se tornem ventos de Norte. Além do transporte de grandes
quantidades de umidade em direção das latitudes médias provenientes da região Amazônica
e, também, o formato particular da cordilheira dos Andes que possui um pequeno volume
12
que funciona principalmente para desviar a trajetória das partículas (Rooney e Janowitz,
1979). Também pode ser ressaltado o intenso aquecimento da região do Gran Chaco que,
de acordo com Ferreira (1989), acoplando todas características citadas anteriormente, são
fatores contribuintes para a gênese e/ou intensificação dos vórtices. Assim, no inverno
quando a umidade é menor e os gradientes térmicos são mais intensos, a instabilidade
baroclínica, através da conversão de energia entre o estado básico e o da perturbação que
são os principais processos de desenvolvimento dos Vórtices. Já nos casos de verão,
ocorrem abudantes taxas de umidade e os sistemas ciclônicos dependem primordialmente
da instabilidade hidrodinâmica.
Conforme Buzzy e Tibaldi (1978), as características geométricas de
diferentes cordilheiras, como a orientação em relação ao fluxo localmente predominante e
fatores de escala subsinótica, têm ocultado processos básicos comuns na interação das
montanhas com os sistemas transientes. Todavia, foram observadas algumas propriedades
comuns na formação de ciclones no lado sotavento dos Alpes e montanhas rochosas como,
por exemplo, a existência de um ciclone pré-existente no lado barlavento da montanha, o
qual se dissipa ao cruzar a cordilheira e, em conseqüência, surge um outro ciclone mais a
sul no lado sotavendo da montanha.
De acordo com Buzzi (1986), as montanhas e o contraste oceano-continente
exercem forte influência na circulação atmosférica induzindo ondas planetárias
estacionárias, as quais destroem a simetria zonal do fluxo médio. Esta assimetria influencia
a distribuição espacial da freqüência de ciclogêneses e das trajetórias dos ciclones.
Conforme Buzzi el al. (1987) as montanhas exercem forte influência direta nos modos da
instabilidade baroclínica, no sentido de que elas afetam localmente a estrutura espacial e a
taxa de crescimento e de propagação desses distúrbios baroclínicos. Blackmon et al. (1979)
e Hsu (1987), observaram que as flutuações de baixa freqüência exibem um padrão
barotrópico sobre as regiões oceânicas e a Europa, contudo, exibem um padrão baroclínico
sobre as montanhas rochosas. Wallace (1986), propôs que esse perfil baroclínico está
associado ao deslocamento que ocorre paralelo às montanhas rochosas efetuada pelos
distúrbios nos baixos níveis, o qual é provocado pela geração de uma onda de Rossby
topográfica.
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Hayes et al. (1987) propuseram que a ciclogênese a sotavendo da montanha
pode ser resultado da superposição da onda permanente formada pelo efeito de montanha e
uma onda baroclínica transiente. Um fluxo permanente sobre uma montanha de escala
sinótica gera uma crista estacionária sobre a montanha e um cavado no lado a sotavendo de
acordo com Eliassen e Palm (1961) e Satyamurty e Lemes (1980). Um disturbio sinótico
transiente enfraquece ao se superpor com a crista, quando se desloca sobre a montanha. No
lado a sotavendo, grandes taxas de crescimento foram observadas, quando o distúrbio
esteve superposto ao cavado estacionário gerado pela montanha. Numa montanha alta, tal
crescimento pode desaparecer como um rápido aprofundamento e a formação de um
ciclone em superfície. Esta teoria de Hayes et al. (1987) parece ser aplicável a alguns casos
de desenvolvimento de ciclones sobre a região central da Américado Sul, porque muitas
vezes um distúrbio oriundo do oceano Pacífico ao cruzar os Andes, intensifica-se e gera
ciclogênese em superfície.
Hoskins e Valdes (1990) sugeriram que o aquecimento diabático médio nas
regiões de “Storm Tracks” (regiões preferenciais para a formação de ciclones
extratropicais), do hemisfério Norte é um fator essencial para a existência dessas regiões.
Quando os sistemas de escala sinótica adentram em regiões de ar quente são guarnecidos
pela liberação de calor latente em grande escala e o calor sensível nos baixos níveis atua no
sentido de intensificar a região de baixa pressão. Assim, para haver uma inicialização no
processo de crescimento nas regiões de “storm tracks”, é necessário que inicialmente exista
um distúrbio baroclínico.
De acordo com Varejão-Silva (2001) e Gan (1982), os vórtices ciclônicos de
altos níveis (VCAN) ou baixas frias da alta troposfera recebem este nome porque são
sistemas de baixa pressão em grande escala, gerados na alta troposfera e cuja circulação
ciclônica fechada possui o centro mais frio que sua periferia. Também são denominados na
literatura como vórtices de Palmén, os de origem extratropical, e os vórtices de origem
tropical. As baixas frias tipo Palmén surgem em qualquer época do ano, principalmente no
inverno, conforme Simpson (1952) e Palmer (1951) e as de origem tropical nos meses de
primavera, verão e outono. Conforme Palmer (1951), as baixas frias originadas nos trópicos
divergem das de Palmén nos seguintes aspectos: as de origem tropical se formam acima de
14
9000 m, em latitudes bem baixas, podendo permanecer na região tropical por longos
períodos, deslocando-se, no hemisfério Norte, para nordeste ou leste-nordeste no cinturão
latitudinal de 20°-30°S, podendo, assim, permanecerem estacionárias por longo período e
durante sua passagem para as latitudes mais elevadas geralmente elas crescem e se
intensificam. Enquanto que as do tipo Palmén ocorrem em latitudes extratropicais e
possuem características praticamente contrárias com as de origem tropical, com relação à
geração nas latitudes baixas, período de permanência e intensificação para as latitudes mais
elevadas.
Conforme Frank (1966 e 1970), cerca de 60% das baixas frias não atingem o
nível de 700 hPa e ficam confinadas na alta troposfera (acima de 500 hPa), atingindo o
nível de 700 hPa e em torno de 10%- somente – conseguem chegar a superfície. Segundo
Palmer (1951), sua circulação se inicia nas partes mais altas da troposfera, estendendo-se
gradualmente para baixo e podendo ser detectadas inicialmente nas cartas sinóticas de 200
hPa.
O mecanismo de formação das baixas frias do tipo Palmén segundo Palmén
e Newton (1969) e Gan (1982), as quais ocorrem nas latitudes subtropicais, acontece
devido a uma pré-existência de um cavado frio em ar superior que foi desligado de sua
região fonte polar. Através disso, ao penetrar nos subtrópicos, este cavado frio de latitudes
médias pode ter uma inclinação meridional significativa fazendo com que a parte do cavado
nas latitudes baixas tenha uma velocidade zonal inferior ao restante do cavado, atrasando-se
até que se desprenda completamente deste. Com isto, na parte desprendida se forma uma
circulação ciclônica.
2.2 - Jatos de baixos níveis a leste da Cordilheira dos Andes
O estabelecimento de um escoamento de norte do lado leste dos Andes, é
uma situação climatológica típica de verão na América do Sul (Virji, 1981). Gandú e
Geisler (1992) e Figueiroa et al. (1995) mostraram que os Andes exercem um papel
fundamental no estabelecimento do escoamento de norte, em baixos níveis, na sua encosta
leste, na presença de fontes de calor na Amazônia, típicas no verão. Sugahara et al. (1994)
demonstraram em um estudo incluindo 8 verões, que esse escoamento de norte adquire
15
características de jato em baixos níveis (com velocidade superior a 8 m/s e cisalhamento
vertical de no mínimo 2 m/s entre 850 e 700 hPa) em aproximadamente 30 % dos dias. A
velocidade máxima atinge 13 m/s em 850 hPa na média dos dias com jato em baixos níveis.
Comparando os dias com jato com aqueles sem jato através da diferença no campo de OLR
(Outgoing Longwave Radiation - Radiação de onda longa emitida para o espaço). Sugahara
et al. (1994) mostram que a convecção é intensa e concentrada nos dias com jato na região
onde tipicamente ocorrem os CCM (Complexo Convectivo de Mesoescala) subtropicais. Na
região da Amazônia não aparece nenhum sinal de diferença em OLR nos dias com e sem
jato. Porém na região da ZCAS (Zona de convergência Atlântico Sul), a convecção é menos
intensa em dias com jato. A classificação dos dias com jato está baseada no conjunto
original de dados do ECMWF (European Center for Medium range Weather Forecasting)
das 12 UTC no período de 1980 a 1987. Esse conjunto passou recentemente por uma
reanálise que inclui uma física mais realista, podendo alterar quantitativamente os
resultados obtidos principalmente nas regiões convectivas. Contudo, os dados de OLR
mostram um sinal significativo de que a intensidade da convecção Amazônica pode não ter
uma relação significativa com a intensidade do jato. Na composição do campo de pressão à
superfície em dias com jato e sem jato, Sugahara et al. (1994) mostraram que a Baixa do
Chaco é mais intensa e organizada em dias com jato e a tendência da pressão nos dias
anteriores à ocorrência do jato indicam a passagem de um distúrbio ondulatório de latitudes
médias. Gandú e Geisler (1992) e Figueiroa et al. (1995) por outro lado mostram que a
Baixa do Chaco pode também ser uma resposta dinâmica à fonte de calor na Amazônia e
Brasil Central. Conclui-se então que apesar de estar dinâmicamente ligada à convecção
Amazônica, a Baixa do Chaco é também modulada por sistemas baroclínicos transientes
que afetam a intensidade do jato de norte em baixos níveis, independentemente da
organização e intensidade da convecção tropical. Por outro lado, a relação do jato com a
ZCAS parece existir uma espécie de correlação negativa, isto é, o jato sobre o Paraguai é
intenso nos dias em que a ZCAS está enfraquecida ou ausente na região Sudeste.
A modulação diurna da intensidade do jato em baixos níveis, que induz à
formação preferencial do jato noturno é devida a mais dois fatores: mistura turbulenta e
circulações vale-montanha. Durante o dia, o aquecimento da superfície terrestre e a
conseqüente mistura turbulenta do ar diminuem a intensidade dos ventos. À noite ocorre o
16
desacoplamento do escoamento acima da camada estável noturna e os ventos podem
acelererar sem o efeito do atrito. Paegle (1987) apresenta o jato noturno de baixos níveis
como um importante mecanismo para iniciar a convecção ao longo da costa leste dos
Andes. Ibanez (1995) numa simulação bidimensional das circulações locais forçadas pelos
Andes em 12°S, no verão, mostra que durante a noite e madrugada o escoamento catabático
na encosta leste dos Andes pode atingir mais de 500 km à leste da crista leste da montanha.
A componente de norte é mais intensa à noite e madrugada mostrando um máximo no vale
a leste dos Andes a aproximadamente 1000 m de altura. O perfil da topografia dos Andes
entre 20 e 30°S se distingue daquele usado por Ibanez (1995), em 12°S, por ter uma largura
aproximadamente três vezes maior. Aparece então uma fonte de calor elevada com
dimensões mais acentuadas que tipicamente tem o efeito dinâmico de induzir uma região de
baixa pressão a qual explica localmente os ventos de norte na encosta leste e ventos de sul
na encosta oeste da montanha, semelhantes aos encontrados por Ibanez (1995), porém com
intensidade maior. À noite o desaclopamento da superfície permite a intensificação desse
escoamento. O escoamento catabático atingindo a região do vale dos rios Paraguai e Paraná
converge e proporciona uma explicação adicional para o hábito noturno dos CCM sobre
essa região.
2.3 – Complexos Convectivos de Mesoescala acoplados ao desenvolvimento dos
ciclones
Alguns sistemas inicialmente classificados como CCM (complexo
convectivo de mesoescala) podem evoluir para vórtices de acordo com Bonatti e Rao
(1987). Durante as primeiras 6 horas o sistema se apresenta como um CCM e a seguir
começa a adquirir a forma de vírgula invertida característica de vórtices e persiste por mais
48 horas. Essa transição ocorre também em sistemas analisados no hemisférico norte e é
discutida por Frank (1983) como um resultado do sistema superar em escala de tamanho o
raio de deformação de Rossby local (modificado pela própria vorticidade adquirida pelo
sistema).
De acordo com Ferreira (1989), os vórtices ciclônicos em sua grande maioria
são encontrados na deformação de bandas de nebulosidade, assim como em aglomerados de
nuvens convectivas. Sistemas nebulosos com intensa convecção podem ser examinados
17
freqüentemente no verão ao norte da Argentina, Paraguai e sul do Brasil, devido aos fatores
aquecimento e a circulação. Estes sistemas são denominados complexos convectivos de
mesoescala e, de acordo com Guedes (1985), podem se transformar em ciclones ou
desaparecerem sucintamente. Por isso, na primavera e verão alguns complexos convectivos
de mesoescala podem ser encontrados acoplados nos números de gênese de vórtices
ciclônicos.
As condições médias de grande escala associadas a CCM são comentadas
tanto em Guedes (1985) como em Velasco e Fritsch (1987). A principal característica é a
presença de um jato em baixos níveis em 850 hPa com direção de norte, o qual proporciona
uma forte advecção de ar quente e úmido. A parte sul deste jato costuma coincidir com a
posição do CCM indicando forte convergência de umidade. Além disso, ambos os trabalhos
demonstram a presença de um jato de oeste em altos níveis, localizado em
aproximadamente 5°S da localização do CCM no horário de máxima extensão. De acordo
com Uccellini e Johnson (1979) e Severo et al. (1994) as circulações transversas ao jato em
altos níveis, acopladas ao jato em baixos níveis seriam um fator preponderante para
explicar o início do CCM. A localização favorável para início do sistema seria à noroeste
do centro de velocidade máxima em altos níveis. Estudos de casos como os de Scolar e
Figueiredo (1990) e Duquia e Silva Dias (1994) confirmam essa situação de grande escala.
Dentre os diversos casos de CCM´s estudados na literatura e que podem ser
vistos na Tabela 2.3, nota-se uma predominância de estudos de casos de CCM que
ocorreram na metade quente do ano. Velasco e Fritsch (1987) indicaram uma
predominância de CCM nos subtrópicos na primavera e verão.
18
Tabela 2.3 – Períodos de ocorrência dos CCM subtropicais estudados por diversos autores.
Autores Períodos do CCM
Cavalcanti (1982) Primavera
Guedes (1985) Primavera
Velasco e Fritsch (1987) Primavera, Verão e Outono
Scolar e Figueiredo (1990) Inverno
Rocha (1992) Verão
Custódio e Herdies (1994) Primavera
Duquia e Silva Dias (1994) Primavera
Abdoulaev et al (1994) Verão
Figueiredo e Scolar (1996) Primavera e Verão
FONTE: INPE/CPTEC. Climanálise edição comemorativa de 10 anos. São José dos
Campos, INPE/CPTEC 1986-1996.
2.4 - Circulação Geral da Atmosfera
Conforme Musk (1988), a circulação geral da atmosfera se manifesta, na
região tropical, pelo cinturão de ventos de leste persistentes e, em latitudes temperadas,
pelo cinturão de ventos predominantemente de oeste. Apesar das flutuações de longo prazo,
esta é uma configuração constante indicando a existência de uma ordem de padrão geral
estrutural na circulação da atmosfera global. A circulação geral pode ser considerada como
uma circulação média de longo prazo da atmosfera, livre de todas as tendências sazonais do
escoamento. O objetivo primordial do estudo da circulação atmosférica em escala
19
planetária tem buscado pretensiosamente a compreensão de uma forma factível dos
mecanismos físicos que conservam a manutenção do equilíbrio energético da terra.
Existe um superávit do saldo de radiação para o sistema terra-atmosfera em
latitudes baixas é um déficit em latitudes superiores a 35°S. Isto é, cerca de 60% da
superfície da terra experimenta um superávit e 40% um déficit. Se os trópicos não se
tornam cada vez mais quentes com o tempo e as altas latitudes, cada vez mais frias, deve
existir uma transferência contínua de energia dos trópicos para as latitudes altas. A
circulação da atmosfera e dos oceanos atua de forma a efetuar esta transferência e igualar
este desajuste global da radiação. Esta transferência é realizada de várias maneiras, cada
uma delas varia de acordo com a latitude (Musk, 1988).
Assim como ocorre o desequilíbrio latitudinal de energia na atmosfera,
existe também o desajuste de água, momento e massa. A circulação geral atua no sentido de
redirecionar este desequilíbrio mantendo o balanço de calor hemisférico. Qualquer modelo
deve constar um mecanismo pelo qual o calor é transferido para o pólo, das regiões com
superávit de energia para as regiões com déficit de energia. A transferência de calor
sensível elaborada pelo movimento das massas de ar, calor latente representada pela
transferência de vapor d’ água e a transferência pelas correntes oceânicas agindo para
redirecionar o desequilíbrio, mantendo o gradiente de temperatura entre as regiões tropicais
e de latitudes médias. O fluxo mais importante é a transferência de calor sensível, onde o
máximo é encontrado nas latitudes compreendidas em torno de 50°-60°S e está relacionado
à presença dos distúrbios transientes no escoamento de oeste de latitudes médias,
transferindo energia para as regiões polares. O fluxo de calor latente está intimamente
ligado à transferência de vapor d’água na atmosfera e particularmente reflete a presença dos
ventos alísios na direção do equador. As corrente oceânicas, como por exemplo: a corrente
do Golfo e a de Kuro Shio, localizadas no Pacífico, apresentam um papel importante na
transferência de calor em direção dos pólos (Musk, 1988).
De acordo com Vianello e Alves (1991), a convergência dos ventos de oeste
subtropicais com os ventos de leste polares se situa aproximadamente entre 30°-60°S, é a
região onde o ar quente e úmido oriundo dos subtrópicos se defronta com o ar frio e seco de
origem polar. Decorrente das distintas características termodinâmicas de umidade e
20
temperatura entre as massas de ar, nesta banda latitudinal, ocorrem às gêneses do fenômeno
meteorológico mais importante das latitudes médias, chamado de frentes. Conforme
Fedorova (2001) e Varejão-Silva (2001) nas regiões dos ventos de oeste de latitudes médias
e dos ventos de leste polares (nos dois hemisférios), é onde se situam as duas importantes
zonas de convergência extratropical (Figuras 2.4, 2.5 e 2.6).
Figura 2.4 – Esquema da circulação geral no inverno (Palmén e Newton, 1969, p. 569).
Figura 2.5 - Representação esquemática da circulação meridional no inverno e correntes de jato associadas
(Fedorova, 2001, p. 176, pertence a Haltner 1957, p.430).
21
Figura 2.6 – Modelo esquemático da circulação geral da atmosfera numa seção meridional, frentes e linhas de
corrente na superfície da terra (Palmén e Newton, 1969, p. 158).
2.5 – El Niño Oscilação-Sul (ENOS)
Segundo Oliveira e Satyamurty (1998), o fenômeno El Niño é caracterizado
pelo aquecimento anômalo das águas superficiais do Pacífico Equatorial Oriental e Central.
O aquecimento e o subseqüente resfriamento num episódio típico de El Niño dura de 12 a
18 meses, tendo início no começo do primeiro ano, atingindo sua máxima intensidade
durante Dezembro - Janeiro e terminando na metade do segundo ano. Em seu estágio
maduro, as águas quentes ocupam uma região estreita e comprida próxima do equador que
se estende desde a costa do Peru até por volta de 180º (linha de data) com anomalias de
temperatura de 3º a 5ºC próximo a costa da América do Sul, reduzindo gradualmente para
1º ou 2ºC próximo de 160ºW.
O aumento no calor sensível e nos fluxos de vapor d’água da superfície do
oceano para a atmosfera sobre as águas quentes provoca mudanças na circulação
atmosférica e na precipitação em escala regional e global, as quais, por sua vez, provocam
mudanças nas condições meteorológicas e climáticas em várias partes do mundo. Oscilação
sul é uma medida da intensidade dos centros de pressão no oeste e leste do Pacífico no
22
Hemisfério Sul. El Niño e Oscilação Sul são partes de um mesmo fenômeno de interação
entre o Oceano Pacífico Tropical e a atmosfera (Philander, 1989).
Circulações térmicas diretas com movimentos ascendentes nas regiões
convectivas e movimentos descendentes em outras regiões podem ser de dois tipos: (1)
Hadley no plano meridional e (2) Walker no plano latitudinal (zonal). Intensificação da
circulação de Hadley regional devido ao excesso de atividade convectiva sobre as águas
anomalamente quentes (Pacífico Leste) provoca intensificação da corrente de jato
subtropical, o que pode modificar a intensidade e posição dos “storm tracks”. O
deslocamento meridional da posição da região convectiva para o Pacífico Leste provoca
deslocamentos na circulação das células de Walker, causando uma mudança na posição do
ramo descendente, o que inibe a formação de nuvens e chuva (Philander, 1989).
O excesso de atividade convectiva sobre ás águas anormalmente quentes do
oceano Pacífico central e oriental determina a intensificação da circulação atmosférica
meridional, ocasionando intensificação da corrente de jato subtropical (ventos fortes que
sopram de oeste para leste em torno da latitude 30°S e 12 Km de altura), bem como
aparecimento de bloqueios atmosféricos que desviam o caminho e retardam o avanço dos
sistemas frontais sobre o sudeste da América do Sul, causando, em geral, excesso de
precipitação pluvial na Região Sul do Brasil (Oliveira e Satymurty, 1998; Rutllant, 1985).
Fontana e Berlato (1997), utilizando uma base de dados correspondendo a
séries históricas de 29 estações meteorológicas e um período de 1913-1995, estudaram a
distribuição temporal e espacial da precipitação pluvial no estado do Rio Grande do Sul em
anos de La Niña e El Niño comparando com a média climatológica. Os autores verificaram
que em anos de El Niño ocorre precipitação acima da média em quase todos os meses do
ano, com destaque principal na primavera e início do verão, especialmente em outubro e
novembro do ano de início do fenômeno, existindo um repique no final de outono e início
de inverno, especialmente maio e junho. Nos anos de La Niña os períodos são
aproximadamente coincidentes com os períodos de El Niño.
Montecinos et al. (2000) mostraram que o período demonstrado como
principal por Fontana e Berlato (1997) é o período que representa as correlações positivas
23
mais altas e expressivas entre a TSM (temperatura da superfície do mar) do Pacífico
tropical central e a precipitação pluvial.
De acordo com Berlato e Fontana (2003), utilizando um período de dados de
1950 a 1998 de anomalias de temperatura média mínima e temperatura média máxima em
relação as temperaturas de anos neutros, verificaram que as anomalias de temperaturas
médias mínimas são mais significativas quando comparados as temperaturas médias
máximas sobre o estado do Rio Grande do Sul. Esses impactos chegam a desvios iguais ou
maiores que 1°C tanto em episódios de El Niño como La Niña, enquanto que ultrapassam
1°C apenas no mês de julho em anos de La Niña e não ultrapassam 0,7°C em anos de El
Niño, respectivamente. Destaque para os meses de outubro e novembro em anos de La Niña
que possuem anomalias negativas significativas de temperatura média mínima coincidentes
com as anomalias negativas de precipitação pluvial observada no estado do Rio Grande do
Sul. Também vale a pena ressaltar que as anomalias positivas da temperatura média mínima
nos meses de março a junho são coincidentes com período de repique da precipitação
pluvial verificada no Rio Grande do Sul.
Grimm et al. (1996) mostrou que no período primavera-verão os aumentos
anormais nas TSM (Temperatura da Superfície do Mar) do oceano Pacífico Equatorial
estão associados a incrementos na precipitação pluvial sobre o Estado. Assim,
possivelmente a correlação positiva observada entre a TSM do Oceano Pacifico equatorial e
o NDVI no Rio Grande do Sul, durante o período de dezembro e janeiro está associada a
efeitos provocados na precipitação. Anomalias na precipitação pluvial, especialmente em
novembro, podem produzir variação no crescimento vegetal durante os meses seguintes
(dezembro e janeiro).
As correlações positivas entre o NDVI (Normalized Difference Vegetation
Index) no Rio Grande do Sul e a TSM da região subtropical do oceano Atlântico podem
estar associadas a efeitos provocados tanto na precipitação pluvial de primavera-verão
(Diaz et al.,1998; Grimm & Feuser, 1998) como na temperatura do ar, no inverno-
primavera (Diniz, 2002).
24
Conforme Marques et al. (2005), parte da variabilidade interanual da
precipitação pluvial e da temperatura do ar no Estado do Rio Grande do Sul, está associada
à variabilidade da TSM dos oceanos Pacífico e Atlântico. Este conhecimento é de grande
relevância, dada a importância desses elementos sobre o crescimento vegetal. Por isso, os
autores, avaliaram a correlação entre a TSM, em regiões dos dois oceanos, e a cobertura
vegetal no Rio Grande do Sul. Para isto, foram utilizadas imagens de NDVI, obtidas através
do satélite NOAA e dados de TSM médio mensal, adquiridos pelo NCEP (Nacional
Centers for environmental Prediction) e NCAR (National Center Atmospheric Research).
Os dados de TSM do Oceano Pacífico equatorial e do Oceano Atlântico subtropical foram
correlacionados aos de NDVI no Estado, mensalmente, de forma simultânea e com
defasagem de 1, 2 e 3 meses, por causa do tempo não-simultâneo entre os valores de TSM e
crescimento vegetativo. Os resultados demonstraram que existe associação entre a TSM dos
oceanos Pacífico e Atlântico e o NDVI no Estado do Rio Grande do Sul, a qual é
dependente da época do ano e da região do Estado. O NDVI é correlacionado com a TSM
no oceano Pacífico Equatorial durante o verão, enquanto para o período de inverno e
primavera é a TSM do oceano Atlântico Subtropical que mostra maior correlação. As áreas
com correlações significativas a nível de 5% entre NDVI e TSM ocorrem principalmente
nas regiões de predominância de campos nativos. A TSM do oceano Atlântico influencia o
transporte de umidade, pelos baixos níveis da atmosfera para o Estado, e esta variação de
umidade influencia a temperatura do ar, visto que o vapor d'água é um dos principais gases
de estufa. Durante o inverno, a precipitação pluvial não é fator limitante ao crescimento
vegetal no estado, visto que a demanda evaporativa neste período é muito baixa; assim,
muito provavelmente as correlações positivas no período de inverno sejam conseqüência de
alteração na temperatura média mínima. Acredita-se que anomalias positivas de TSM
produziriam aumentos na umidade do ar, na baixa atmosfera (maior cobertura de nuvens
baixas), provocando anomalias positivas de temperatura média mínima; desta forma, as
anomalias positivas de TSM do oceano Atlântico provocam aumento na precipitação e
também na temperatura mínima, portanto correlações de sinal positivo (Marques et al,
2005).
25
3– Metodologia
3.1 – Área de estudo
A área em estudo está compreendida entre as coordenadas 5°-60° S e 30°-
90° W, chamada de A1. Esta foi seccionada em 3 partes denominadas A2, A3 e A4 (figura
3.1), a fim de obter um detalhamento meticuloso do comportamento dos sistemas ciclônicos
e ciclôgeneses em superfície, os quais podem causar variações atmosféricas extremas no
continente sul americano. A área A1 é o resultado do somatório entre as áreas A2, A3 e A4,
como podemos observar logo abaixo:
A1 = A2 + A3 + A4 (1)
Pode-se simplificar esta fórmula, devido à ocorrência de ciclogêneses ter
sido nula na área A4, temos:
A1 = A2 + A3 (2)
Através destes fatores, utilizou-se a formula (2) onde as áreas representam:
A1- Ocorrências de ciclones transientes do Oceano Pacífico Sul e ocorrências de
ciclôgeneses nas áreas A2 e A3;
A2 – Ocorrência de ciclôgeneses exclusivamente da área A2, não considerando os ciclones
transientes das áreas vizinhas;
A3 – Ocorrência de ciclogêneses na área A3, considerando os ciclones transientes do
Oceano Pacífico Sul.
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Figura 3.1 – Área em estudo denominada integralmente de A1 e suas intra-áreas A2, A3 e A4.
3.2 – Critérios de seleção dos episódios de El Niño, La Niña e períodos Neutros
Para a seleção dos eventos de El Niño e La Niña foram escolhidos através da
utilização do método de Trenberth (1997), na região 3.4 (Figura 3.2). A escolha desta
região é decorrente da existência de uma altíssima correlação entre o Índice de Oscilação
Sul (IOS) e a Temperatura da Superfície do Mar (TSM).
Figura 3.2 - Áreas do Oceano Pacífico Tropical conhecidas como Niños 1+2, 3, 3.4, 4. A região 3.4 abrange