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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.
3
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.
7
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.
13
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.
26
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
uma área de 5°N-5ºS e 120°W-170W.
Fonte: NCEP/NOAA. Disponível em: http://www.cpc.noaa.gov/products/analysis_monitoring/lanina/ Acesso
em: 10/12/2005.
27
3.2.1 - ONI (OCEANIC NIÑO INDEX)
Principal medida de monitoração, de avaliação e de predição do ENOS (El Niño /
Oscilação Sul), parte-se da média das anomalias da temperatura da superfície do mar na
região do Niño 3.4 (Figura 3.2).
Definições operacionais da NOAA (National Oceanic and Atmospheric Administration)
para classificar como EL Niño e La Niña
El Niño: Caracterizado por um valor positivo de ONI maior ou igual a +0,5°C.
La Niña: Caracterizado por um valor negativo de ONI menor ou igual a –0.5°C.
Para ser classificado como um episódio de EL Niño ou de La Niña, estes valores devem
perdurar por um período mínimo de 5 meses consecutivos.
Tabela 3.1- Classificação dos Eventos de El Niño e La Niña como Fracos, Médios e Fortes.
IINNTTEENNSSIIDDAADDEE DDOOSS EEPPIISSÓÓDDIIOOSS
Fraco (+/-0,5 à +/-0,9)
Moderado (+/-1,0 à +/-1,4)
Forte (>+/-1,4)
28
Tabela 3.2 - Episódio Quente (El Niño em vermelho) e Episódio Frio (La Niña em Azul).
São baseados em um threshold (Limiar) de +/- 0,5°C para o índice Niño oceânico (ONI),
rodando a média das anomalias de TSM (Temperatura da superfície do mar), na região 3.4
do Niño, durante 3 meses no ERSST ..v2 (Extended Reconstructed Sea Surface
Temperature). Com base no período de 1976-2005. Para as finalidades históricas dos
episódios frios e quentes, são definidos quando o threshold é encontrado num período
mínimo de 5 meses consecutivos. Year DJF JFM FMA MAM AMJ MJJ JJA JAS ASO SON OND NDJ
1950 -1.8 -1.5 -1.4 -1.4 -1.4 -1.2 -0.9 -0.8 -0.8 -0.8 -0.9 -1.0
1951 -1.0 -0.8 -0.6 -0.4 -0.2 0.1 0.4 0.5 0.6 0.7 0.7 0.6
1952 0.3 0.1 0.1 0.1 0.0 -0.2 -0.3 -0.3 -0.1 -0.2 -0.2 -0.1
1953 0.1 0.3 0.4 0.5 0.5 0.4 0.4 0.4 0.4 0.4 0.3 0.3
1954 0.3 0.2 -0.1 -0.5 -0.7 -0.7 -0.8 -1.0 -1.1 -1.1 -1.0 -1.0
1955 -1.0 -0.9 -0.9 -1.0 -1.1 -1.0 -1.0 -1.0 -1.5 -1.8 -2.1 -1.7
1956 -1.2 -0.8 -0.7 -0.6 -0.6 -0.6 -0.7 -0.8 -0.9 -0.9 -0.9 -0.8
1957 -0.5 -0.1 0.2 0.6 0.7 0.8 0.9 0.9 0.8 0.9 1.2 1.5
1958 1.6 1.5 1.1 0.7 0.5 0.5 0.4 0.1 0.0 0.0 0.1 0.3
1959 0.4 0.4 0.3 0.2 0.0 -0.3 -0.4 -0.5 -0.4 -0.4 -0.3 -0.3
1960 -0.3 -0.3 -0.3 -0.2 -0.1 -0.1 0.0 0.0 -0.1 -0.2 -0.3 -0.2
1961 -0.2 -0.2 -0.2 -0.1 0.1 0.1 0.0 -0.3 -0.6 -0.6 -0.5 -0.5
1962 -0.5 -0.5 -0.5 -0.5 -0.4 -0.3 -0.2 -0.3 -0.4 -0.6 -0.7 -0.7
1963 -0.6 -0.3 0.0 0.1 0.1 0.3 0.6 0.8 0.8 0.9 1.0 1.0
1964 0.8 0.4 -0.1 -0.5 -0.7 -0.7 -0.8 -0.9 -1.0 -1.1 -1.1 -1.0
1965 -0.8 -0.5 -0.3 0.0 0.2 0.6 1.0 1.2 1.4 1.5 1.6 1.5
1966 1.2 1.1 0.8 0.5 0.2 0.1 0.1 0.0 -0.2 -0.3 -0.3 -0.4
1967 -0.4 -0.5 -0.6 -0.5 -0.3 0.0 0.0 -0.2 -0.4 -0.5 -0.5 -0.6
1968 -0.7 -0.9 -0.8 -0.8 -0.4 0.0 0.3 0.3 0.2 0.4 0.6 0.9
1969 1.0 1.0 0.9 0.7 0.6 0.4 0.4 0.4 0.6 0.7 0.7 0.6
1970 0.5 0.3 0.2 0.1 -0.1 -0.4 -0.6 -0.8 -0.8 -0.8 -0.9 -1.2
1971 -1.4 -1.4 -1.2 -1.0 -0.8 -0.8 -0.8 -0.8 -0.9 -0.9 -1.0 -0.9
1972 -0.7 -0.3 0.0 0.3 0.5 0.8 1.1 1.3 1.5 1.8 2.0 2.1
1973 1.8 1.2 0.5 -0.1 -0.5 -0.8 -1.1 -1.3 -1.4 -1.7 -1.9 -2.0
1974 -1.8 -1.6 -1.2 -1.1 -0.9 -0.7 -0.5 -0.4 -0.5 -0.7 -0.8 -0.7
29
1975 -0.6 -0.6 -0.7 -0.8 -1.0 -1.1 -1.3 -1.4 -1.6 -1.6 -1.7 -1.8
1976 -1.6 -1.2 -0.9 -0.7 -0.5 -0.2 0.1 0.3 0.5 0.7 0.8 0.8
1977 0.6 0.5 0.2 0.1 0.2 0.3 0.3 0.4 0.5 0.7 0.8 0.8
1978 0.7 0.4 0.0 -0.3 -0.4 -0.3 -0.4 -0.5 -0.5 -0.4 -0.2 -0.1
1979 -0.1 0.0 0.1 0.2 0.1 0.0 0.0 0.2 0.3 0.4 0.5 0.5
1980 0.5 0.3 0.2 0.2 0.3 0.3 0.2 0.0 -0.1 0.0 0.0 -0.1
1981 -0.3 -0.4 -0.4 -0.3 -0.3 -0.3 -0.4 -0.3 -0.2 -0.1 -0.1 -0.1
1982 0.0 0.1 0.2 0.4 0.6 0.7 0.8 1.0 1.5 1.9 2.2 2.3
1983 2.3 2.0 1.6 1.2 1.0 0.6 0.2 -0.2 -0.5 -0.8 -0.9 -0.8
1984 -0.5 -0.3 -0.2 -0.4 -0.5 -0.5 -0.3 -0.2 -0.3 -0.6 -1.0 -1.1
1985 -1.0 -0.8 -0.8 -0.8 -0.7 -0.5 -0.4 -0.4 -0.4 -0.3 -0.2 -0.3
1986 -0.4 -0.4 -0.3 -0.2 -0.1 0.0 0.2 0.5 0.7 0.9 1.1 1.2
1987 1.3 1.2 1.1 1.0 1.0 1.2 1.5 1.6 1.6 1.5 1.3 1.1
1988 0.8 0.5 0.1 -0.3 -0.8 -1.2 -1.2 -1.1 -1.3 -1.6 -1.9 -1.9
1989 -1.7 -1.5 -1.1 -0.9 -0.6 -0.4 -0.3 -0.3 -0.3 -0.3 -0.2 -0.1
1990 0.1 0.2 0.3 0.3 0.3 0.3 0.3 0.4 0.3 0.3 0.3 0.4
1991 0.5 0.4 0.4 0.4 0.6 0.8 0.9 0.9 0.8 1.0 1.4 1.7
1992 1.8 1.7 1.6 1.4 1.1 0.8 0.4 0.2 -0.1 -0.1 0.0 0.1
1993 0.3 0.4 0.6 0.8 0.8 0.7 0.5 0.4 0.4 0.3 0.2 0.2
1994 0.2 0.3 0.4 0.5 0.6 0.6 0.6 0.6 0.7 0.9 1.2 1.3
1995 1.2 0.9 0.7 0.4 0.2 0.1 0.0 -0.3 -0.5 -0.6 -0.7 -0.8
1996 -0.8 -0.7 -0.5 -0.3 -0.2 -0.2 -0.1 -0.2 -0.2 -0.2 -0.3 -0.4
1997 -0.4 -0.3 0.0 0.4 0.9 1.4 1.7 2.0 2.3 2.4 2.5 2.5
1998 2.4 2.0 1.4 1.1 0.4 -0.1 -0.8 -1.0 -1.1 -1.1 -1.3 -1.5
1999 -1.6 -1.2 -0.9 -0.7 -0.8 -0.8 -0.9 -0.9 -1.0 -1.2 -1.4 -1.6
2000 -1.6 -1.5 -1.1 -0.9 -0.7 -0.6 -0.4 -0.3 -0.4 -0.5 -0.7 -0.7
2001 -0.7 -0.5 -0.4 -0.2 -0.1 0.1 0.2 0.1 0.0 -0.1 -0.2 -0.2
2002 -0.1 0.1 0.3 0.4 0.7 0.8 0.9 0.9 1.1 1.3 1.5 1.3
2003 1.1 0.8 0.6 0.1 -0.1 0.0 0.3 0.4 0.5 0.5 0.6 0.5
2004 0.4 0.2 0.2 0.2 0.3 0.4 0.7 0.8 0.9 0.9 0.9 0.8
2005 0.6 0.5 0.3 0.4 0.5 0.3 0.2 0.0 0.0
Fonte: NCEP/NOAA. Disponível em:
http://www.cpc.ncep.noaa.gov/products/analysis_monitoring/ensostuff/ensoyears.shtml Acesso em:
10/12/2005.
30
3.2.2 - ONI: Evolução desde 1950
O threshold (limiar) de +0,5°C para condições El Niño e de –0,5°C para condições de La
Niña.
Figura 3.3 - Anomalias de temperatura da superfície do mar (TSM) na região do Niño 3.4 no período de 1950
a 2004.
Fonte: NCEP/NOAA. Disponível em: http://www.cpc.noaa.gov/products/analysis_monitoring/lanina/ Acesso
em: 10/12/2005.
31
Tabela 3.3 -Histórico dos episódios de El Niño e La Niña, baseados no ONI computado
usando o ERSST.v2.
Fonte: NCEP/NOAA. Disponível em: http://www.cpc.noaa.gov/products/analysis_monitoring/lanina/ Acesso
em: 10/12/2005.
32
Tabela 3.4 - Episódios de El Niño e La Niña e os períodos Neutros utilizados neste estudo
conforme o método de Kevin Trenberth na região do Niño 3.4.
AANNOOSS DDEE EELL NNIIÑÑOO
IINNTTEENNSSOO
AANNOOSS DDEE LLAA NNIIÑÑAA
IINNTTEENNSSOO AANNOOSS NNEEUUTTRROOSS
1982 AMJ -1983 MAM AMJ 1973 – MAM 1974 AMJ 1985 – MAM 1986*
AMJ 1991 – MAM 1992 AMJ 1988 – MAM 1989 AMJ 1989 – MAM 1990*
AMJ 1997 – MAM 1998 AMJ 1998 – MAM 2000 * AMJ 1996 – MAM 1997*
AMJ - Abril, Maio e Junho.
MAM – Março, Abril e Maio.
*Os meses de abril e maio não pertencem ao episódio de La Niña Forte, porque sucederam durante um
período de 1998 o qual ainda estava sobre influência do fenômeno El Niño. Contudo, foram selecionados para
fazer parte da constituição dos episódios de La Niña Forte como meio de complemento do período estudado
que abrange de abril a maio do ano seguinte. Com relação aos complementos dos anos Neutros, tanto em
1985 como em 1989 os meses de abril e maio pertencem a períodos de fraco La Niña, já em 1997 os meses de
Abril e maio fazem parte de um período de El Niño moderado.
3.3 -Imagens de satélite
A meteorologia é uma ciência que evolui proporcionalmente com a evolução
da tecnologia. A comprovação pode ser verificada através da invenção dos super
computadores os quais comportam os modelos matemáticos de cálculos extremamente
pesados e com a invenção dos satélites meteorológicos. A era das observações
meteorológicas que utilizam plataformas espaciais, teve início com o lançamento em 1 de
abril de 1960 do primeiro satélite meteorológico que possuía órbita polar e pertencia ao
sistema TIROS (Television and Infrared Observation Sattelite), que levava a bordo um par
de câmeras de televisão em miniatura. A crescente evolução dos veículos de lançamento,
no início dos anos 60, permitiu que os satélites meteorológicos fossem também
33
posicionados em altitudes geoestacionárias, ampliando a dimensão da arte de observação
meteorológica via plataformas espaciais, ou seja, observações quase contínuas dos
fenômenos meteorológicos. O dinamismo de recepção de imagens em seqüência da mesma
área do globo terrestre, de 30 em 30 minutos, através dos satélites geoestácionários,
melhorou bastante a possibilidade de detectar com antecedência e acompanhar praticamente
em tempo real os fenômenos meteorológicos como, por exemplo: tempestades,
movimentação das nuvens, ciclones extratropicais, Vórtices Ciclônicos de Altos níveis
(VCAN´s), Complexos Convectivos de Mesoescala (CCM´s), entre outros. Já com os
satélites de órbita polar, o acompanhamento torna-se mais complicado, devido a sua esparsa
resolução temporal, ou seja, em torno de seis em seis horas utilizando dois satélites em
conjunto.
A órbita geossíncrona ou geoestacionária é a órbita na qual o satélite fica
parado em relação a terra, ou seja, seu movimento a uma altura aproximada de 36.000 km é
síncrono com o movimento de rotação da terra, permitindo o monitoramento quase
contínuo do disco planetário voltado para o satélite.
Os GOES (Geostationary Operational Environmental Satellite) são satélites
norte-americanos mantidos pela National Oceanic and Atmospheric Administration
(NOAA). Os dados são distribuídos pelo National Environmental Satellite and Information
Service (NESDIS) e sua altitude e órbita são semelhantes ao Meteosat. As imagens do
globo terrestre são obtidas a cada 30 minutos. O GOES é um dispositivo de 5 canais
espectrais sendo um Visível (0,55-0,75 µm), três canais Infravermelhos (3,8-4,0 µm, 10,2-
11,2 µm, 11,5-12,5 µm) e o canal de Vapor d'Água (6,5-7,0 µm). No canal Visível, a
resolução é 1 km, nos canais Infravermelhos a resolução é de 4 km e no canal de Vapor
d'água a resolução é de 8 km.
O principal aparelho imageador do Satélite GOES é o radiômetro visível e
infravermelho (Visible and Infrared Spin Scan Radiometer-VISSR), um instrumento que
oferece a vantagem de estabilizar o satélite para produzir imagens de nuvens. O satélite gira
a 100 rotações por minuto (rpm). Em cada rotação, um radiômetro de alta resolução varre a
superfície terrestre de oeste para leste. Em geral, nos satélites GOES, os instrumentos
VISSR têm sido realçados com um sensor adicional infravermelho, que fornece maior
34
capacidade para uma sondagem atmosférica. Os instrumentos são formalmente
denominados VAS (VISSR Atmospheric Sounder). O que diferencia estes instrumentos é
que o VAS permite uma visão multiespectral adicional. Os satélites GOES oferecem
imagens com resolução espacial que varia de 1 km (visível: 0,55 - 0,75µm) e 4 km
(infravermelho).
Tabela 3.5 – Informações sobre o Satélite GOES utilizado neste trabalho.
Missão Geostationary Operational Environmental Satellite (GOES)
Instituição Responsável National Oceanic and Atmospheric Administration - NOAA
País/Região Estados Unidos
Satélite GOES-8 GOES-12
Lançamento 13/04/1994 23/07/2001
Situação Atual inativo Ativo
Órbita Geoestacionário Geoestacionário
Altitude (Aproximada) 35.800 km 35.800 km
Período de Revisita Diário Diário
No estudo de diagnóstico dos vórtices ciclônicos ocorridos na primavera e
outono através de imagens de satélite, optou-se por utilizar imagens do satélite GOES-8 no
canal Infravermelho (Figura 3.4).
35
Figura 3.4 – Imagem do satélite GOES – 8 do dia 28 de novembro de 1997 às 15:00 TMG, representando a
passagem de um ciclone extratropical com seu centro em ar superior entre a banda latitudinal 30°-40°S.
3.4 – Estudo em superfície
Para elaborar o estudo do comportamento dos ciclones e ciclogêneses na
área A1 e suas secções derivadas em anos de El Niño e La Niña Intenso e anos Neutros,
fez-se necessário utilizar 14.600 campos de pressão ao nível médio do mar (Figura 3.4),
cedidos pelo NCEP (NATIONAL CENTERS FOR ENVIRONMENTAL PREDICTION).
Através dele foram determinadas as posições geográficas da gênese dos ciclones.
36
Figura 3.5 – Campo de pressão ao nível médio do mar derivado dos dados de re-análises do NCEP para o dia
28 de novembro de 1997 no horário das 18:00 TMG.
Na localização e identificação das ciclogêneses, utilizou-se um critério
análogo ao de Gan (1992):
- A ocorrência de uma baixa pressão em superfície era satisfeita se houvesse ao menos uma
isóbara fechada. Os intervalos encontrados entre as isóbaras de pressão são de 250 Pa. O
sistema de baixa pressão deveria perseverar pelo período mínimo de três horários ou,
simplesmente, em 3 campos de pressão ao nível médio do mar.
- O início de ocorrência das ciclogêneses foi considerado através do campo de pressão ao
nível médio do mar onde se encontrou a primeira isóbara de pressão fechada.
De acordo com Ferreira (1989), a distribuição geográfica indica maior
incidência de ciclogêneses entre 25°-50°S e 50°-65°W (sul do Brasil, Uruguai e litoral leste
da Argentina). Também foi verificado que ao sul de 35°S ocorreram 796 vórtices ciclônicos
- de uma totalidade de 1080 - sem um visível desenvolvimento, também denominados de
Neutros, provenientes do Pacífico Sul, que passaram pelo continente com deslocamento
37
usualmente de leste, pricipalmente nas estações da primavera e outono. Através destes
detalhes e para haver uma especulação meticulosa expressiva sobre a influência ciclônica
na precipitação Pluvial suscitada no estado do Rio Grande do Sul, resolveu-se elaborar uma
filtragem peculiar denominada F. Nesta, optou-se pela extração da faixa latitudinal
compreendida entre 56°-60°S, assim, possivelmente acarretará uma minimização errática
quantitativa na especulação dos possíveis vórtices ciclônicos desenvolvidos nos quais
possam ter causado de fato precipitação pluvial sobre o estado.
3.5 - Variáveis do projeto Reanalysis
O Reanalysis é um projeto criado pelo NCEP / NCAR (NATIONAL
CENTERS FOR ATMOSPHERIC RESEARCH), onde estão disponíveis dados desde 1948
até o presente. Uma larga lista de variáveis se encontram disponíveis no CDC (CLIMATE
DIAGNOSTICS CENTER), no formato de 4 horários diários com saídas as 00, 06, 12 e 18
UTC, assim como, em médias diárias.
Sua cobertura espacial possui 2.5° (Latitude) x 2.5° (Longitude) em uma
grade global com 144x73 pontos, isto é, 90°N-90°S e 0°E-357.5°E.
Os dados relacionados às variáveis altura geopotencial (m), umidade
específica (Kg/Kg) e vetor vento (m/s), os quais foram exclusivamente utilizadas no estudo
diagnóstico de dois casos de ciclôgeneses ocorridos um na primavera e o outro no outono.
Podem ser encontradas, também, em 17 níveis, entretanto algumas variáveis não foram
definidas em todos os níveis.
- Níveis de pressão (hPa): 1000, 925, 850, 700, 600, 500, 400, 300, 250, 200, 150, 100, 70,
50, 30, 20 e 10.
3.6 - Utilização das regiões homogêneas
De acordo com o método de agrupamento utilizado por Marques (2005),
conforme se verifica no mapa (Figura 3.6), seis regiões homogêneas foram obtidas. Estas 6
regiões foram formadas utilizando 40 estações meteorológicas (Tabela 3.6). A região R1 é
constituída por 4 estações meteorológicas, a R2 por 7 estações, a R3 por 6 estações, a R4
38
por 7 estações, a R5 por 5 estações e, finalmente, a R6 a qual e constituída por 11 estações
meteorológicas. Porém, para elaboração dos gráficos da precipitação pluviométrica sazonal
média dos episódios de El Niño e La Niña Forte e períodos Neutros, utilizadou-se apenas 1
estação meteorológica para cada região homogênea, afim de avaliar se a variação da
freqüência de ciclogêneses é consistente com a variação da precipitação pluviométrica
mensurada no estado do Rio Grande do Sul (Tabela 3.7).
Figura 3.6 – Representa as 6 regiões homogêneas para o estado do Rio Grande do Sul elaboradas utilizando o
método de agrupamento utilizado por Marques (2005).
39
Tabela 3.6 – Localidades pertencentes às seis regiões homogêneas do estado do Rio
Grande do Sul utilizadas por Marques (2005).
RReeggiiããoo LLooccaalliiddaaddeess
RR11 Pelotas, Rio Grande, Osório e Santa Vitória do Palmar.
RR22 Porto Alegre, Santa Cruz do Sul, São Gabriel, Tapes, Taquari e
Cachoeira do Sul, Encruzilhada do Sul.
RR33 Santiago, São Borja, Uruguaiana, Alegrete, Bagé e Santana do
Livramento.
RR44 Santo Ângelo, São Luiz Gonzaga, Cruz Alta, Ijuí, Iraí, Santa Maria e
Santa Rosa.
RR55 Caçapava do Sul, Júlio de Castilhos, Palmeira das Missões, Passo Fundo
e Soledade.
RR66
Bento Gonçalves, Bom Jesus, Caxias do Sul, Farroupilha, Guaporé,
Lagoa Vermelha, Marcelino Ramos, São Francisco de Paula, Torres,
Vacaria e Veranópolis.
Tabela 3.7 – Localidades utilizadas no estudo, pertencentes às duas regiões selecionadas
entre as seis regiões homogêneas do estado do Rio Grande do Sul.
RReeggiiããoo LLooccaalliiddaaddeess
RR11 Pelotas
RR22 Encruzilhada do Sul
RR33 Uruguaiana
RR44 São Luiz Gonzaga
RR55 Cruz Alta
RR66 Bom Jesus
40
4-Resultados
As regiões homogêneas foram utilizadas neste trabalho com intento de
elaborar um teste de consistência dos dados e resultados obtidos no estudo das ciclogêneses
em superfície. Para isto, criou-se um gráfico de colunas análogo ao da freqüência média de
ciclôgeneses (Figuras 4.1, 4.2, 4.3 e 4.4), denominado Precipitação pluviométrica sazonal
média dos episódios de El Niño e La Niña Forte e períodos Neutros nas 6 regiões
homogêneas (Figuras 4.a a 4.f). Comparando as figuras 4.2, 4.3 e 4.4 com as figuras 4.a a
4.f, nota-se que existe uma similaridade significativa entre a precipitação sazonal média
observada quando relacionada com a freqüência média de Ciclogêneses. Contudo, não foi
verificada a mesma significância quando comparadas as figuras 4.a a 4.f com a região A1
(Figura 4.1).
Precipitação pluviométrica média em R1
0
100
200
300
400
500
600
700
1° Outono Inverno Prim avera Verão 2° Outono
Prec
ipita
ção
pluv
io. (
mm
)
Neutro
El Niño
La Niña
Figura 4.a- Precipitação pluviométrica sazonal média dos episódios de El Niño e La Niña Forte e períodos
Neutros estudados para a região homogênea R1.
41
Precipitação pluviométrica média em R2
0
100
200
300
400
500
600
700
1° Outono Inverno Prim avera Verão 2° Outono
Prec
ipita
ção
pluv
io. (
mm
)
Neutro
El Niño
La Niña
Figura 4.b- Precipitação pluviométrica sazonal média dos episódios de El Niño e La Niña Forte e períodos
Neutros estudados para a região homogênea R2.
Precipitação pluviométrica média em R3
0
100
200
300
400
500
600
700
800
900
1° Outono Inverno Prim avera Verão 2° Outono
Prec
ipita
ção
pluv
io. (
mm
)
Neutro
El Niño
La Niña
Figura 4.c- Precipitação pluviométrica sazonal média dos episódios de El Niño e La Niña Forte e períodos
Neutros estudados para a região homogênea R3.
42
Precipitação pluviométrica média em R4
0
100
200
300
400
500
600
700
800
900
1° Outono Inverno Prim avera Verão 2° Outono
Prec
ipita
ção
pluv
io. (
mm
)
Neutro
El Niño
La Niña
Figura 4.d- Precipitação pluviométrica sazonal média dos episódios de El Niño e La Niña Forte e períodos
Neutros estudados para a região homogênea R4.
Precipitação pluviométrica média em R5
0
100
200
300
400
500
600
700
800
1° Outono Inverno Prim avera Verão 2° Outono
Prec
ipita
ção
pluv
io. (
mm
)
Neutro
El Niño
La Niña
Figura 4.e- Precipitação pluviométrica sazonal média dos episódios de El Niño e La Niña Forte e períodos
Neutros estudados para a região homogênea R5.
43
Precipitação pluviométrica média em R6
0
100
200
300
400
500
600
700
1° Outono Inverno Prim avera Verão 2° Outono
Prec
ipita
ção
pluv
io. (
mm
)Neutro
El Niño
La Niña
Figura 4.f- Precipitação pluviométrica sazonal média dos episódios de El Niño e La Niña Forte e períodos
Neutros estudados para a região homogênea R6.
4.1 – Freqüência média de ciclogeneses nas estações do ano
Analisando a ocorrência média de ciclogêneses durante as estações do ano,
conforme demonstram as Figuras 4.1, 4.2, 4.3 e 4.4, observa-se que em episódios de El
Niño existe uma predileção de formação ciclônica pelas estações da Primavera, Verão e
outono seguinte (2° outono), tanto em A2 como em A1-F e A2-F (Figuras 4.2, 4.3 e 4.4).
Com destaque na defasagem - em favor aos eventos de El Niño – para as áreas de utilização
da filtragem F (Figuras 4.3 e 4.4). Somente em A1, durante a Primavera, não foi verificada
esta preferência, pois ocorreu uma inversão de dimensões entre os episódios de El Niño e
La Niña (Figura 4.1). Quando se avaliou a estação preferencial de Freqüência média de
ciclogêneses em anos Neutros, encontrou-se em praticamente todas as áreas uma predileção
pela estação do Outono seguinte (Figuras 4.1, 4.2, 4.3 e 4.4). A Primavera é a estação onde
foram encontrados os menores índices de freqüência média de ciclogêneses para quase
todos os períodos em estudo, com exceção de A2-F, onde sucedeu nos episódios de El
Niño, uma vantagem média em favor da Primavera perante a estação de Inverno (Figura
4.4). Na estação do 1° outono, a qual é composta somente por abril e maio, decorrente o
mês de abril ser o mês de inicialização dos fenômenos de El Niño e La Niña Forte
estudados, não foram comparados com os demais meses que possuem seus meses na
integra. Nele, sendo praticamente uma estação de transição entre a normalidade e a
anormalidade atmosférica, percebe-se que em períodos Neutros e sobre influência de
44
episódios de La Niña Forte são verificadas um maior número médio na ocorrência de
ciclogêneses quando comparado ao episódio de El Niño Forte. Na filtragem A2-F, todavia,
pode ser observada uma predileção em favor dos episódios de El Niño Forte havendo
inversão nos valores médios (Figura 4.4).
Freqüência média de ciclogêneses em A1
0
5
10
15
20
25
30
35
40
1° Outono Inverno Primavera Verão 2° Outono
Oco
rrên
cias Neutro
El NiñoLa Niña
Figura 4.1 – Freqüência média de ciclogêneses nas estações do ano partindo desde a inicialização (Abril) dos
episódios de El Niño e La Niña Forte e anos Neutros até março do ano seguinte para a área A1.
Freqüência média de ciclogêneses em A2
0
5
10
15
20
25
30
35
40
1° Outono Inverno Primavera Verão 2° Outono
Oco
rrên
cias Neutro
El NiñoLa Niña
Figura 4.2 – Freqüência média de ciclogêneses nas estações do ano partindo desde a inicialização (Abril) dos
episódios de El Niño e La Niña Forte e anos Neutros até março do ano seguinte para a área A2.
45
Freqüência média de ciclogêneses em A1-F
0
5
10
15
20
25
30
1° Outono Inverno Primavera Verão 2° Outono
Oco
rrên
cias Neutro
El NiñoLa Niña
Figura 4.3 – Freqüência média de ciclogêneses nas estações do ano partindo desde a inicialização (Abril) dos
episódios de El Niño e La Niña Forte e anos Neutros até março do ano seguinte para a área A1-F.
Freqüência média de ciclogêneses em A2-F
0
5
10
15
20
25
30
1° Outono Inverno Primavera Verão 2° Outono
Oco
rrên
cias Neutro
El NiñoLa Niña
Figura 4.4 – Freqüência média de ciclogêneses nas estações do ano partindo desde a inicialização (Abril) dos
episódios de El Niño e La Niña Forte e anos Neutros até outono do ano seguinte para a área A2-F.
46
4.2 - Freqüência média de ciclogêneses para episódios de El niño e La Niña Forte e
períodos Neutros nas áreas A1 e A2
Quando comparamos os gráficos da freqüência média de ciclogêneses nas
figuras 4.5, 4.6 e 4.7, constata-se, primeiramente, que em ambas as áreas de latitudes mais
baixas entre 21°-35°S, encontra-se um número de ocorrências ciclônicas superior nos anos
de El Niño Forte relacionando aos anos neutros e episódios de La Niña Forte. Entre a faixa
latitudinal 21°-35°S, observa-se uma vantagem média de ocorrências nos episódios de El
Niño Forte (Figura 4.5 e 4.7), e uma similaridade entre os períodos de La Niña Forte e
Neutros (Figura 4.6), estudados. Na latitude compreendida em torno de 41°-45°S, situa-se
um pico médio da freqüência de ciclogênese, nas áreas A1 e A2, representando os episódios
de La Niña Forte (Figuras 4.6 e 4.7). Analisando as latitudes mais elevadas, verifica-se - em
ambas as áreas em estudo - dois culmes médios análogos (Figura 4.5), correspondentes aos
eventos neutros e episódios de El Niño na banda latitudinal de aproximadamente 46°-55°S.
Entretanto, em episódios de La Niña pode ser notado uma depressão significativa nesta
região (Figuras 4.6 e 4.7).
Perfis médios em A1 e A2
05
1015202530354045
21-25 26-30 31-35 36-40 41-45 46-50 51-55 56-60
Latitude (°S)
Oco
rrên
cias El Niño A1
El Niño A2
Neutro A1
Neutro A2
Figura 4.5 – Freqüência média de ciclogêneses para episódios de El Niño Forte e anos Neutros nas áreas A1 e
A2.
47
Perfis médios em A1 e A2
05
1015202530354045
21-25 26-30 31-35 36-40 41-45 46-50 51-55 56-60
Latitude (°S)
Oco
rrên
cias La Niña A1
La Niña A2
Neutro A1
Neutro A2
Figura 4.6 – Freqüência média de ciclogêneses para os episódios de La Niña Forte e anos Neutros nas áreas
A1 e A2.
Perfis médios em A1 e A2
05
1015202530354045
21-25 26-30 31-35 36-40 41-45 46-50 51-55 56-60
Latitude (°S)
Oco
rrên
cias El Niño A1
El Niño A2
La Niña A1
La Niña A2
Figura 4.7 – Freqüência média de Ciclogêneses para os episódios de El Niño e La Niña Forte nas áreas A1 e
A2.
48
4.3 - Freqüência média acumulada de ciclogêneses para episódios de El Niño e La
Niña Forte e períodos Neutros nas áreas A1 e A2
Quando se avalia a tendência das bandas latitudinais através da freqüência
média acumulada de ciclogêneses (Figuras 4.8, 4.9 e 4.10), percebe-se nos episódios de El
Niño Forte, em praticamente todas faixas latitudinais uma superioridade em ocorrências de
ciclôgeneses perante os períodos de La Niña Forte e Neutro. Esta defasagem se torna ainda
mais evidente e significativa nas faixas latitudinais de 21°-40°S e retornando conforme são
alcançadas latitudes mais elevadas, como em 50°-55°S (Figuras 4.8 e 4.10). Com relação
aos anos Neutros e de La Niña Forte foi encontrada uma analogia entre os períodos na
banda latitudinal compreendida entre 21°-40°S. Todavia, aproximando-se das latitudes
intermediárias, na faixa de 45°-50°S, existiu uma vantagem na freqüência média ciclônica
em anos de La Niña Forte. Logo após, em 51°-55°S a situação se inverteu em A2 e
observou-se igualdade em A1. Na Banda latitudinal 21°-60°S - representando a freqüência
média total acumulada deste trabalho - encontrou-se em ambas as áreas A1 e A2 uma maior
tendência de ocorrência de ciclogêneses em episódios de El Niño Forte comparada aos
demais eventos e uma similaridade entre os períodos Neutros e os episódios de La Niña
Forte na intra-área A2 (Figuras 4.8, 4.9 e 4.10). Na área A1 aconteceu uma amena
vantagem a favor dos episódios de La Niña Forte perante os períodos Neutros (Figura 4.9).
Média Acumulada em A1 e A2
0
20
40
60
80
100
120
140
160
21-25 21-30 21-35 21-40 21-45 21-50 21-55 21-60
Latitude (°S)
Oco
rrên
cias
El Niño A1El Niño A2Neutro A1Neutro A2
Figura 4.8 – Freqüência média acumulada de ciclogêneses para episódios de El Niño Forte e períodos Neutros
nas áreas A1 e A2.
49
Média Acumulada em A1 e A2
0
20
40
60
80
100
120
140
160
21-25 21-30 21-35 21-40 21-45 21-50 21-55 21-60
Latitude (°S)
Oco
rrên
cias
La Niña A1La Niña A2Neutro A1Neutro A2
Figura 4.9 – Freqüência média acumulada de ciclogêneses para episódios de La Niña Forte e períodos Neutros
nas áreas A1 e A2.
Média Acumulada em A1 e A2
0
20
40
60
80
100
120
140
160
21-25 21-30 21-35 21-40 21-45 21-50 21-55 21-60
Latitude (°S)
Oco
rrên
cias
El Niño A1El Niño A2La Niña A1La Niña A2
Figura 4.10 – Freqüência média acumulada de ciclogêneses para episódios de El Niño e La Niña Forte nas
áreas A1 e A2.
50
4.4 - Porcentagem da ocorrência de ciclogêneses em episódios de El Niño e La Niña
Forte e períodos Neutros nas intra-áreas A2 e A3
O número de ocorrências ciclônicas e os locais onde são encontrados estes
sistemas são de grande importância no estudo em meteorologia, pois climatologicamente
pode existir liames entre as condições geográficas e atmosféricas regionais. Quando
observamos a freqüência de ciclogêneses sobre a América do Sul, através das figuras 4.11,
4.12 e 4.13, constata-se que majoritariamente as ciclôgeneses são observadas sobre a região
A2, enquanto que uma porcentagem minoritária é encontrada na Região A3. Foi verificada
na intra-área A2 de A1 uma freqüência de ciclôgeneses de aproximadamente 68%, 66% e
64% nos períodos Neutros e de El Niño e La Niña Forte, respectivamente. Enquanto que na
área A3, encontrou-se uma ocorrência em torno de 32% em períodos Neutros, 34% em
episódios de El Niño Forte e 36% em episódios de La Niña Forte.
Episódios Neutros
68,0488%
31,9512%
A2 A3
Figura 4.11 – Porcentagem da ocorrência de ciclogêneses em períodos Neutros nas intra-áreas A2 e A3
pertencentes a A1.
51
Episódios de El Niño
66,1327%
33,8673%
A2 A3
Figura 4.12 - Porcentagem da ocorrência de ciclogêneses em episódios de El Niño Forte nas intra-áreas A2 e
A3 pertencentes a A1.
Episódios de La Niña
64,4991%
35,5009%
A2 A3
Figura 4.13 - Porcentagem da ocorrência de ciclogêneses em Episódios de La Niña Forte nas intra-áreas A2 e
A3 pertencentes a A1.
52
4.5 - Distribuição latitudinal média da freqüência de ciclogêneses dos 10 eventos
estudados nas áreas A1 e A2
Observando-se a distribuição latitudinal média da freqüência de ciclogêneses
para as áreas A1 e A2 no período de abril a maio do ano seguinte em uma série de 10
eventos (Figura 4.14), instantaneamente, dá-se notoriedade a dois pontos de máxima
ocorrência de ciclogênese situados nas bandas latitudinais 31°-35°S e 41°-45°S para ambas
as áreas estudadas. Verifica-se, em latitudes mais elevadas, uma tendência a um
significativo incremento no número de ciclogêneses principalmente em A1, pois em A2
este é representado pelo aparecimento de um terceiro cume. Em praticamente todo o perfil
de A2 é encontrada uma simetria com o perfil de A1, porém na faixa compreendida de 56°-
60°S, sucede um discernimento representado por uma estabilização no número de
ciclgêneses.
Perfis médios em A1 e A2
0
5
10
15
20
25
30
35
21-25 26-30 31-35 36-40 41-45 46-50 51-55 56-60
Latitude (°S)
Oco
rrên
cias
Média A1
Média A2
Figura 4.14 – Distribuição latitudinal média da freqüência de ciclogêneses para as áreas A1 e A2 no período
de abril a maio do ano seguinte em uma série de 10 eventos.
4.6 - Distribuição latitudinal média da freqüência de ciclogêneses para os episódios de
El Niño e La Niña Forte nas áreas A1 e A2
Avaliando os perfis da distribuição latitudinal da freqüência de ciclogêneses
dos episódios de El Niño nas áreas A1 e A2 (Figuras 4.15 e 4.17), verifica-se uma analogia
53
latitudinal ciclogenética distributiva, pois ocorrem dois ápices na freqüência de
ciclogêneses, uma delas na banda 31°-35°S (tanto em A1 como em A2), e o outro em 51°-
55°S para A1 e A2, porém 46°-50°S no El Niño 1997-98 em A2. Nos episódios de La Niña
Forte, também podem ser encontrados dois culmines nas faixas latitudinais, todavia suas
localizações se diferem um pouco das posições observadas em anos de El Niño Forte. Seus
ápices encontram-se nas latitudes 31°-35°S e 41°-45°S, com exceção do episódio de 1973-
74 que apresentou um máximo em 26-30°S e uma certa indefinição no pico 41°-45°S
(Figuras 4.16 e 4.17). Percebe-se uma quantidade acima da média no número de
ocorrências de ciclogêneses na latitude compreendida em 46°-55°S discernindo dos demais
episódios de La Niña. Destaque para a faixa latitudinal 21°-40°S onde se encontram valores
acima da média em todos episódios de El Niño Forte estudados neste trabalho. Também
pode ser evidenciado o ponto máximo de ocorrência de ciclôgeneses em 31°-35°S onde
todos os episódios de El Niño Forte estão acima da média tanto em A1 como em A2. Em
A1 podem ser observados perfis aproximadamente simétricos e bem definidos quando
comparados aos perfis de A2, decorrente da existência de menor interferência continental
direta (Figuras 4.15, 4.16, 4.17 e 4.18).
Perfis dos episódios de El Niño em A1
0
5
10
15
20
25
30
35
40
21-25 26-30 31-35 36-40 41-45 46-50 51-55 56-60
Latitude (°S)
Oco
rrên
cias Média A1
El Niño 1982-83
El Niño 1991-92
El Niño 1997-98
Figura 4.15 – Distribuição latitudinal da freqüência de ciclogêneses para a área A1 nos episódios de El Niño
Forte 1982-83, 1991-92 e 1997-98 no período de Junho a maio e do perfil latitudinal médio em uma série de
10 eventos de mesmo espaço temporal.
54
Perfis dos episódios de La Niña em A1
05
101520253035404550
21-25 26-30 31-35 36-40 41-45 46-50 51-55 56-60
Latitude (°S)
Oco
rrên
cias Média A1
La Niña 1973-74La Niña 1988-89La Niña 1998-99La Niña 1999-00
Figura 4.16 – Distribuição latitudinal da freqüência de ciclogêneses para a área A1 nos episódios de La Niña
Forte 1973-74, 1988-89, 1998-99 e 1999-00 no período de Junho a maio e do perfil latitudinal médio em uma
série de 10 eventos de mesmo espaço temporal.
Perfis dos episódios de El Niño em A2
0
5
10
15
20
25
30
21-25 26-30 31-35 36-40 41-45 46-50 51-55 56-60
Latitude (°S)
Oco
rrên
cias Média A2
El Niño 1982-83
El Niño 1991-92
El Niño 1997-98
Figura 4.17 – Distribuição latitudinal da freqüência de ciclogêneses para a área A2 nos episódios de El Niño
Forte 1982-83, 1991-92 e 1997-98 no período de Junho a maio e do perfil latitudinal médio em uma série de
10 eventos de mesmo espaço temporal.
55
Perfis dos episódios de La Niña em A2
0
5
10
15
20
25
30
21-25 26-30 31-35 36-40 41-45 46-50 51-55 56-60
Latitude (°S)
Oco
rrên
cias Média A2
La Niña 1973-74La Niña 1988-89La Niña 1998-99La Niña 1999-00
Figura 4.18 – Distribuição latitudinal da freqüência de ciclogêneses para a área A1 nos episódios de La Niña
Forte 1973-74, 1988-89, 1998-99 e 1999-00 no período de Junho a maio e do perfil latitudinal médio em uma
série de 10 eventos de mesmo espaço temporal.
Quando se visa uma comparação sazonal das distribuições latitudinais
médias da freqüência de ciclogêneses para as áreas A1 e A2 entre os episódios de El Niño e
La Niña Forte, constata-se algumas particularidades entre os perfis sazonais médios. Estas
peculiaridades podem ser nitidamente observadas através das figuras 4.19 a 4.25, avaliando
através das diferenças entre os episódios e a média de uma série de 10 eventos no período
de junho a maio do ano seguinte. Verifica-se também que os perfis entre as Áreas A1 e A2
possuem analogias em suas distribuições latitudinais. Na estação do inverno se percebe um
ponto de máxima freqüência de ciclogêneses em episódios de El Niño Forte localizado em
torno de 31°-35°S, enquanto que em episódios de La Niña Forte são encontrados dois
pontos de máxima ocorrência de ciclôgeneses, em ambas as áreas, um compreendido na
faixa latitudinal 26°-30°S e o outro na 41°-45°S para A1 e 36°-40°S para A2 (Figuras 4.19
e 4.20).
56
Perfis médios em A1
0
2
4
6
8
10
12
21-25 26-30 31-35 36-40 41-45 46-50 51-55 56-60
Latitude (°S)
Oco
rrên
cias Média A1
El Niño Inverno
La NiñaInverno
Figura 4.19 – Distribuição latitudinal média da freqüência de ciclogêneses entre os episódios de El Niño e La
Niña Forte durante a estação de Inverno e uma série de 10 eventos no período de junho a maio do ano
seguinte para a área A1.
Perfis médios em A2
0
1
2
3
4
5
6
7
8
21-25 26-30 31-35 36-40 41-45 46-50 51-55 56-60
Latitude (°S)
Oco
rrên
cias Média A2
El Niño Inverno
La NiñaInverno
Figura 4.20 – Distribuição latitudinal média da freqüência de ciclogêneses entre os episódios de El Niño e La
Niña Forte durante a estação de Inverno e uma série de 10 eventos no período de junho a maio do ano
seguinte para a área A2.
Nos perfis da distribuição latitudinal média da freqüência de ciclogêneses
entre os episódios de El Niño e La Niña Forte na primavera, novamente podemos notar
semelhanças entre a A1 e a intra-área A2. Dando maior notoriedade à banda latitudinal 21-
35°S, encontra-se um pico máximo no número de observações de ciclôgeneses na faixa em
57
torno de 26°-30°S, tanto na área A1 quanto na área A2. Outro fato importante para menção
ocorre em 46-55°S, onde se inicia uma amena alteração nos perfis dos episódios (Figuras
4.21 e 4.22). Nas estações do verão, vale a pena ressaltar o incremento significativo no
número de observações de ciclogêneses verificadas na banda latitudinal 46°-55°S, em
ambos os episódios. Contudo, nos episódios de El Niño Forte ocorre uma superioridade
expressiva no número de ciclogêneses observadas nos episódios de La Niña Forte. Percebe-
se inicialmente, que a partir da primavera começam a surgir, mesmo que de forma não
expressiva, os dois pontos culminantes de máxima ocorrência de ciclogênese em 31°-35°S
e 41°-45°S nos episódios de La Niña, conforme as figuras 4.21 e 4.22. Entretanto, estes
apogeus podem ser visualizados com maior protuberância nas estações do verão e do
outono do ano seguinte (Figuras 4.23 a 4.25).
Perfis médios em A1
0
2
4
6
8
10
12
21-25 26-30 31-35 36-40 41-45 46-50 51-55 56-60
Latitude (°S)
Oco
rrên
cias Média A1
El NiñoPrimaveraLa NiñaPrimavera
Figura 4.21 – Distribuição latitudinal média da freqüência de ciclogêneses entre os episódios de El Niño e La
Niña Forte durante a estação da Primavera e uma série de 10 eventos no período de junho a maio do ano
seguinte para a área A1.
58
Perfis médios em A2
0
1
2
3
4
5
6
7
8
21-25 26-30 31-35 36-40 41-45 46-50 51-55 56-60
Latitude (°S)
Oco
rrên
cias Média A2
El NiñoPrimaveraLa NiñaPrimavera
Figura 4.22 – Distribuição latitudinal média da freqüência de ciclogêneses entre os episódios de El Niño e La
Niña Forte durante a estação da Primavera e uma série de 10 eventos no período de junho a maio do ano
seguinte para a área A2.
Perfis médios em A1
0
2
4
6
8
10
12
21-25 26-30 31-35 36-40 41-45 46-50 51-55 56-60
Latitude (°S)
Oco
rrên
cias Média A1
El Niño Verão
La Niña Verão
Figura 4.23 – Distribuição latitudinal média da freqüência de ciclogêneses entre os episódios de El Niño e La
Niña Forte durante a estação de Verão e uma série de 10 eventos no período de junho a maio do ano seguinte
para a área A1.
59
Perfis médios em A2
0
1
2
3
4
5
6
7
8
21-25 26-30 31-35 36-40 41-45 46-50 51-55 56-60
Latitude (°S)
Oco
rrên
cias Média A2
El Niño Verão
La Niña Verão
Figura 4.24 – Distribuição latitudinal média da freqüência de ciclogêneses entre os episódios de El Niño e La
Niña Forte durante a estação de Verão e uma série de 10 eventos no período de junho a maio do ano seguinte
para a área A2.
Perfis médios em A1
0
2
4
6
8
10
12
21-25 26-30 31-35 36-40 41-45 46-50 51-55 56-60
Latitude (°S)
Oco
rrên
cias Média A1
El Niño 2°OutonoLa Niña 2°Outono
Figura 4.25 – Distribuição latitudinal média da freqüência de ciclogêneses entre os episódios de El Niño e La
Niña Forte durante a estação de Outono do ano seguinte e uma série de 10 eventos no período de junho a maio
do ano seguinte para a área A1.
60
Perfis médios em A2
0
1
2
3
4
5
6
7
8
21-25 26-30 31-35 36-40 41-45 46-50 51-55 56-60
Latitude (°S)
Oco
rrên
cias Média A2
El Niño 2°OutonoLa Niña 2°Outono
Figura 4.26 – Distribuição latitudinal média da freqüência de ciclogêneses entre os episódios de El Niño e La
Niña Forte durante a estação de Outono do ano seguinte e uma série de 10 eventos no período de junho a maio
do ano seguinte para a área A2.
61
5 –Diagnósticos ciclônicos
Neste capítulo, estudar-se-ou dois casos de ciclôgeneses focando
principalmente os estágios iniciais e de maturação de ambos os sistemas: um deles ocorrido
no mês de outubro (estação da primavera), e o outro ocorrido em maio (estação de outono).
Ambas estações do ano de significativa mensuração na precipitação pluvial do estado do
Rio Grande do Sul, as quais são encontrados os maiores valores da anomalia de
precipitação pluvial para a região sul do Brasil em anos de El Niño. Estes casos ocorreram
nas proximidades do estado, região onde são constantemente verificadas extremas
influências intrínsecas e indiretas dos ciclones sobre o sul do Brasil.
5.1 - Caso na primavera
Foi escolhido este caso de ciclôgenese pelo fato de ter havido uma
nebulosidade significativa com abrangência integral da área do estado do Rio Grande do
Sul, além de pertencer à estação da primavera, uma das duas estações em que são
verificadas as maiores taxas de precipitação pluvial em anos de El Niño.
Avaliando os campos de pressão ao nível médio do mar, verifica-se a
formação de um ciclone extratropical ocorrida entre os dias 4 e 5 de outubro de 1997
centrada inicialmente em torno de 63W e 23°S (Figuras 5.a, b e c). No período pós-gênese
o ciclone extratropical manteve uma direção para sudeste alcançando a região sul do Brasil
(Figuras 5.1 b, c e d). Percebe-se em altos níveis que durante sua geração foi observado
uma intensa convecção sobre a região do estado do Rio Grande do Sul, Uruguai e centro e
litoral da Argentina (Figura 5.10a, b, c e d).
Observando a altura geopotencial no nível de 500 e 300 mb, no dia 4 as 00
UTC, observa-se em ambos os níveis a existência de um cavado sobre o oceano pacífico,no
qual se amplifica pós-passagem ao sul da América do Sul pela Cordilheira dos Andes em
ambos os níveis nos dias 4 e 5 nos horários das 12 e 00 UTC, respectivamente (Figuras 5.2
c e d; 5.3 c e d). No dia 5 as 12 UTC pode ser comprovada a formação do ciclone
estendendo-se da superfície ao nível de 300 mb (Figuras 5.2 d e 5.3 d).
62
As figuras 5.6, 5.7 e 5.4, 5.5 representam a variável Umidade Específica
(Kg/Kg) e Vetor Vento (m/s), respectivamente. Analisando-as de forma acoplada, observa-
se no dia 4 nos horários das 00 e 12 UTC, há um notório liame entre o jato de baixos níveis
localizado entre as superfícies isobáricas de 1000 a 700 mb e o fluxo de vapor d’água
proveniente da região Amazônica (Figuras 5.4 c e 5.6 c e d) .
Os perfis verticais meridionais da componente zonal do vento nas longitudes
fixadas em 60°W e 50°W, referem-se aos setores oeste e leste do ciclone extratopical e
demonstram a característica baroclínica do sistema, respectivamente. Observa-se que o jato
localizado a oeste da ciclogênese é mais intenso (Figuras 5.8a, b e c) do que no lado leste
(Figuras 5.8d,e e f). Significando que inicialmente as partículas possuem vorticidade
anticiclônica acarretando que deverá existir compensação por difluência nos altos níveis
para que haja a intensificação do sistema.
Avaliando a alternância dos núcleos de vento de sul e de norte através das
seções verticais latitudinais é notória a existência de duas ondas de Rossby cujos
comprimentos variam entre 3000 e 4000 Km (Figuras 5.9a a f). Pode ser verificado,
também, utilizando as seções verticais latitudinais em 35°S, a variação na inclinação do
eixo das isotacas mostrando as fases de evolução do sistema ciclônico (Figuras 5.9a a f). Se
observarmos a inclinação do sistema tendendo para oeste no dia 4 no horário das 12 UTC e
comparar com o decorrer dos horários, isto é, do dia 4 as 12 UTC até o dia 7 as 00 UTC,
percebe-se uma amenização desta inclinação (Figuras 5.9a a f). Esta indica que existiu
conversão de energia do estado básico para o da perturbação, sendo o mecanismo
responsável pelo desenvolvimento do vórtice ciclônico (Holton, 1979 e Gan, 1992).
63
Figura 5.1 – Campos de pressão ao nível médio do mar (Pa). Dia 4/10/1997 a) 00 UTC e b)12 UTC; dia
5/10/1997 c) 00 e d)12 UTC.Cedidos pelo NCEP/NOAA.
64
Figura 5.2 – Campos de altura geopotencial em 500 (m). Dia 4/10/1997 a) 00 UTC e b)12 UTC; dia
5/10/1997 c) 00 e d)12 UTC. Cedidos pelo NCEP/NOAA.
65
Figura 5.3 – Campos de altura geopotencial em 300 mb (m). Dia 4/10/1997 a) 00 UTC e b)12 UTC; dia
5/10/1997 c) 00 e d)12 UTC. Cedidos pelo NCEP/NOAA.
66
Figura 5.4 – Campos médios diários do vetor vento (m/s) no nível de 850 hPa. Dias a) 2, b) 3, c) 4 e d) 5 de
outubro de 1997. Cedidos pelo NCEP/NOAA.
67
Figura 5.5 – Campos médios diários do vetor vento (m/s) no nível de 850 hPa. Dias a) 6 e b) 7 de outubro de
1997. Cedidos pelo NCEP/NOAA.
68
Figura 5.6 – Campos de umidade específica (kg/kg) no nível de 850 hPa. Dia 3/101997 a) 00 UTC e b)12
UTC; dia 4/10/1997 c) 00 e d)12 UTC. Cedidos pelo NCEP/NOAA.
69
Figura 5.7 – Campos de umidade específica (kg/kg) no nível de 850 hPa. Dia 5/10/1997 a) 00 UTC e b)12
UTC; dia 6/10/1997 c) 00 e d)12 UTC. Cedidos pelo NCEP/NOAA.
70
Figura 5.8 - Seções verticais meridionais da componente zonal do vento (m/s) versus Altitude (hPa) em
60°W: dia 4/10/1997 às 12 UTC a), 5/10/1997 às 00 UTC b) e 5/10/1997 às 12 UTC c); em 50°W: dia
4/10/1997 às 12 UTC d), 5/10/1997 às 00UTC e) e 5/10/1997 às 12 UTC f). Cedidos pelo NCEP/NOAA.
71
Figura 5.9 - Seções verticais latitudinais da componente meridional do vento (m/s) versus Altitude (hPa) em
35°S: dia 410/1997 às 12 UTC a), 5/10/1997 às 00UTC b), 5/10/1997 às 12 UTC c), 6/10/1997 às 00 UTC
d), 6/10/1997 às 12 UTC e) e 7/10/1997 às 00 UTC f). Cedidos pelo NCEP/NOAA.
72
Analisando os estágios de desenvolvimento dos ciclones extratropicais
através de imagens de satélite e utilizando a classificação proposta por Troup e Streten
(1972), figura 2.1, observa-se que dia 4 no horário das 18 UTC está ocorrendo o estágio de
onda, isto é, verifica-se uma saliência na banda de nuvens (Figura 5.10 b). Logo após, nos
dias 4 e 5 nos horários das 21 e 15 UTC (Figura 5.10 d e 5.11 b), respectivamente, nota-se a
existência da nebulosidade em forma de vírgula e gancho, respectivamente, os quais
representam os estágios de formação dos vórtices ciclônicos. Nota-se que este ciclone
atingiu seu estágio madura no dia 6 as 12 UTC (Figura 5.12 c).
73
Figura 5.10 –Imagem do satélite GOES-8 no canal infravermelho. Dia 4/10/1997 a) 00, b) 12, c) 18 e d) 21
UTC. Cedidas pelo CPTEC.
74
Figura 5.11 –Imagem do satélite GOES-8 no canal infravermelho. Dia 5/10/1997 a) 00, b) 15, c) 18 e d) 21
UTC. Cedidas pelo CPTEC.
75
Figura 5.12 –Imagem do satélite GOES-8 no canal infravermelho. Dia 6/10/1997 a) 00, b) 03, c) 12 e d) 15
UTC. Cedidas pelo CPTEC.
76
5.2 - Caso no outono
Resolveu-se optar por este caso de ciclôgenese ocorrido em maio de 1998,
por pertencer à estação do outono seguinte (estação onde ocorre o repique na precipitação
pluvial suscitada no estado do Rio Grande do Sul), que desencadeou uma nebulosidade
peculiar e significativa observada desde a fase da geração ciclônica, principalmente
continental, até a maturação e princípio de dissipação.
Ao avaliar os campos de pressão ao nível médio do mar, constata-se o
deslocamento para sul de um ciclone cujo centro se encontra em torno de 87°W e 37°S
durante os dias 22 e 23 de maio (Figura 5.13a, b, c e d). Foi observado pós–deslocamento
uma ciclôgenese cujo centro se localiza em aproximadamente 83°W e 37°S a partir do dia
24 as 00 UTC e, logo após, desloca-se no sentido de sudoeste (Figura 5.14a, b e c). No dia
24 no horário das 12 UTC, pode ser observado de forma mais organizada a geração de um
ciclone inicialmente em torno de 60°W e 27°S e, anteriormente, já havia a existência de um
ciclone em superfície sobre o oceano pacífico comentado recentemente. Este ciclone,
quando atravessou a cordilheria dos Andes se dissipou em superfície e o ciclone prégerado
na região continental ciclogenética da América do Sul intensificou-se devido à penetração
do cavado pré-existente advindo do Oceano Pacífico. A partir desta intensificação, o
ciclone manteve um deslocamento na direção sudeste desde sua gênese até o estágio de
maturação, conforme as figuras 5.14b, c e d e 5.15a, b, c e d.
Verificando a altura geopotencial no nível de 500 e 300 mb, no dia 24 as 00
e 12 UTC e no dia 25 as 00 UTC, nota-se que o ciclone em baixos níveis se encontra em
fase com o cavado que, logo após, torna-se um ciclone em altos níveis (Figuras 5.16 e
5.18). Quando este ciclone em altos níveis cruza a Cordilheira dos Andes, tanto no nível de
500 mb quanto no de 300 mb, ocorre uma desamplificação acarretando um retorno ao
formato de cavado (Figuras 5.16d e 5.17a, b, c e d; 5.18d e 5.19a, b, c e d). Não foi
verificado ciclone em todos os níveis da atmosfera a partir da ciclogênese continental.
As figuras 5.22, 5.23, 5.24 e 5.20, 5.21 representam a variável Umidade
Específica (Kg/Kg) e Vetor Vento (m/s), respectivamente. Analisando-as de maneira
unificadas, constata-se que entre os dias 22 e 23 nos horários das 00 e 12 UTC, em ambos
77
dias, há um notório liame entre o jato de baixos níveis localizada entre as superfícies
isobáricas de 1000 a 700 mb e o fluxo de vapor d’água oriundo desta advecção em níveis
baixos da atmosfera exercida pela região Amazônica (Figuras 5.20 e 5.21; 5.22 e 5.23) .
Os perfis verticais meridionais da componente zonal do vento nas longitudes
fixadas em 60°W e 50°W, referem-se aos setores oeste e leste do ciclone extratopical e
demonstram a característica baroclínica do sistema, respectivamente. Observa-se que o jato
localizado a oeste da ciclogênese é mais intenso (Figuras 5.25a, b e c) do que no lado leste
(Figuras 5.25d, e e f). Significando que inicialmente as partículas possuem vorticidade
anticiclônica acarretando que deverá existir compensação por difluência nos altos níveis
para que haja a intensificação do sistema.
Analisando a alternância dos núcleos de vento de sul e de norte através das
seções verticais latitudinais é notória a existência de duas ondas de Rossby cujos
comprimentos variam entre 3000 e 4000 Km (Figuras 5.26a a 5.26f). Pode ser constatado,
também, utilizando as seções verticais latitudinais em 35°S, a variação na inclinação do
eixo das isotacas mostrando as fases de desenvolvimento do ciclone extratropical (Figuras
5.26a a 5.26f). Se observarmos a inclinação do sistema tendendo para oeste no dia 4 no
horário das 12 UTC e comparar com o decorrer dos horários, isto é, do dia 4 as 12 UTC até
o dia 7 as 00 UTC, percebe-se uma suavização desta inclinação (Figuras 5.26a a 5.26f).
Esta indica que existiu conversão de energia do estado básico para o da perturbação, sendo
o mecanismo responsável pelo desenvolvimento do vórtice ciclônico (Holton, 1979 e Gan,
1992).
78
Figura 5.13 – Campos de pressão ao nível médio do mar (Pa). Dia 22/05/1998 a) 00 UTC e b)12 UTC; dia
23/05/1998 c) 00 e d)12 UTC. Cedidos pelo NCEP/NOAA.
79
Figura 5.14 – Campos de pressão ao nível médio do mar (Pa). Dia 24/05/1998 a) 00 UTC e b)12 UTC; dia
25/05/1998 c) 00 e d)12 UTC. Cedidos pelo NCEP/NOAA.
80
Figura 5.15 – Campos de pressão ao nível médio do mar (Pa). Dia 26/05/1998 a) 00 UTC e b)12 UTC; dia
27/05/1998 c) 00 e d)12 UTC. Cedidos pelo NCEP/NOAA.
81
Figura 5.16 – Campos de altura geopotencial em 500 mb (m). Dia 24/05/1998 a) 00 UTC e b)12 UTC; dia
25/05/1998 c) 00 e d)12 UTC. Cedidos pelo NCEP/NOAA.
82
Figura 5.17 – Campos de altura geopotencial em 500 mb (m). Dia 26/05/1998 a) 00 UTC e b)12 UTC; dia
27/05/1998 c) 00 e d)12 UTC. Cedidos pelo NCEP/NOAA.
83
Figura 5.18 – Campos de altura geopotencial em 300 mb (m). Dia 24/05/1998 a) 00 UTC e b)12 UTC; dia
25/05/1998 c) 00 e d)12 UTC. Cedidos pelo NCEP/NOAA.
84
Figura 5.19 – Campos de altura geopotencial em 300 mb (m). Dia 26/05/1998 a) 00 UTC e b)12 UTC; dia
27/05/1998 c) 00 e d)12 UTC. Cedidos pelo NCEP/NOAA.
85
Figura 5.20 – Campos médios diários do vetor vento (m/s) no nível de 850 hPa. Dias a) 20, b) 21, c) 22 e d)
23 de maio de 1998. Cedidos pelo NCEP/NOAA.
86
Figura 5.21 – Campos médios diários do vetor vento (m/s) no nível de 850 hPa. Dias a) 24, b) 25, c) 26 e d)
27 de maio de 1998. Cedidos pelo NCEP/NOAA.
87
Figura 5.22 – Campos de umidade específica (kg/kg) no nível de 850 hPa. Dia 21/05/1998 a) 00 UTC e b)12
UTC; dia 22/05/1998 c) 00 e d)12 UTC. Cedidos pelo NCEP/NOAA.
88
Figura 5.23 – Campos de umidade específica (kg/kg) no nível de 850 hPa. Dia 23/05/1998 a) 00 UTC e b)12
UTC; dia 24/05/1998 c) 00 e d)12 UTC. Cedidos pelo NCEP/NOAA.
89
Figura 5.24 – Campos de umidade específica (kg/kg) no nível de 850 hPa. Dia 25/05/1998 a) 00 UTC e b)12
UTC; dia 26/05/1998 c) 00 e d)12 UTC. Cedidos pelo NCEP/NOAA.
90
5.25 - Seções verticais meridionais da componente zonal do vento (m/s) versus Altitude (hPa) em 60°W: dia
25/05/1998 às 12 UTC a), 26/05/1998 às 00UTC b), 26/05/1998 às 12 UTC c); em 50°W: dia 25/05/1998 às
12 UTC d), 26/05/1998 às 00UTC e) e 26/05/1998 às 12 UTC f). Cedidos pelo NCEP/NOAA.
91
5.26 - Seções verticais latitudinais da componente meridional do vento (m/s) versus Altitude (hPa) em 35°S:
dia 25/05/1998 às 12 UTC a), 26//05/1998 às 00UTC b), 26/05/1998 às 12 UTC c), 27/05/1998 às 00 UTC
d), 27/05/1998 às 12 UTC e) e 28/05/1998 às 00 UTC f). Cedidos pelo NCEP/NOAA.
92
Analisando da mesma maneira que o caso diagnosticado na primavera, isto
é, através dos estágios de desenvolvimento dos ciclones extratropicais utilizando imagens
de satélite proposta por Troup e Streten (1972), figura 2.1, observa-se que no dia 25 no
horário das 15 UTM está ocorrendo o estágio de onda, isto é, verifica-se uma saliência na
banda de nuvens. Logo depois, no dia 26 nos horários das 06 e 18 UTC (Figura 6.28c e
6.29a), é encontrada uma nebulosidade no formato de vírgula e gancho, respectivamente, os
quais representam os estágios de formação dos vórtices ciclônicos. Nota-se que este
ciclone atingiu seu estágio de maturação no dia 27 as 00 UTM (Figura 6.29b). Os etágios
de dissipação já podem ser observados a partir do dia 27 nos horários das 09 e 12 UTC
(Figura 6.29c e d).
93
Figura 5.27 –Imagem do satélite GOES-8 no canal infravermelho. Dia 24/05/1998 a) 00 UTC e b) 12 UTC;
dia 25/05/1998 c) 00 UTC e d) 12 UTC. Cedidas pelo CPTEC.
94
Figura 5.28 –Imagem do satélite GOES-8 no canal infravermelho. Dia 25/05/1998 a) 15 UTC e b) 21 UTC;
dia 26/05/1998 c) 06 UTC e d) 12 UTC. Cedidas pelo CPTEC.
95
Figura 5.29 –Imagem do satélite GOES-8 no canal infravermelho. Dia 26/05/1998 a) 18 UTC; dia
27/05/1998 b) 00UTC, c) 09 UTC e d) 12 UTC. Cedidas pelo CPTEC.
96
5.3 - Similaridades entre os casos
Com propósito analítico de avaliar os pontos análogos de formação,
desenvolvimento e deslocamento entre os casos estudados nos períodos da primavera e do
outono; vale a pena ressaltar que em ambos foi verificado o modelo de formação ciclônica
a sotavento da montanha, do tipo B, proposto por Pettersen e Smebye (1971). Isto é, os seus
desenvolvimentos foram iniciados quando um cavado de ar superior pré-existente, uma das
principais características também citadas por Buzzy (1986) na formação de ciclones a
sotavento de montanhas, mantém um deslocamento para leste possuindo uma forte
advecção de vorticidade à jusante; penetrou sobre as áreas continentais altamente
ciclogenéticas, compreendida pela banda latitudinal 21°-35°S, conforme Necco (1982b),
Taljaard (1972), Ferreira (1989), Satyamurty et al. (1990) e Gan (1992). Ambos os casos
demonstraram que a Baixa do Chaco ficou mais intensa e organizada com a atuação dos
jatos de baixos níveis e a tendência da pressão nos dias anteriores à ocorrência do jato
indicaram a passagem de um distúrbio ondulatório de latitudes médias conforme Sugahara
et al. (1994). Mesmo estando dinâmicamente ligada à convecção Amazônica (Gandú e
Geisler, 1992 e Figueiroa et al. 1995), a Baixa do Chaco também é modulada por sistemas
baroclínicos transientes que afetam a intensidade do jato de norte em baixos níveis,
independentemente da organização e intensidade da convecção tropical, de acordo com
Sugahara et al. (1994) e com a demonstração destes dois casos estudados.
Foi verificado também que em ambos os casos ocorreu transporte de calor
sensível representado pelo vapor d’àgua realizado pelo jato de baixos níveis a leste da
Cordilheira dos Andes no sentido de norte. Um dos fatores essenciais para a existência
dessas regiões de “storm tracks” é o aquecimento diabático médio e a liberação de calor
latente em grande escala o qual fortalece os sistemas de grande escala que penetram nessas
regiões de ar quente, juntamente com o calor sensível atuando nos baixos níveis da
atmosfera. Entretanto, para realmente haver um processo de crescimento nestas regiões,
faz-se necessário a pré-existência de um distúrbio baroclínico (Hoskins e Valdes, 1990).
Estes fatores foram encontrados nestes dois casos, desde a presença do transporte de
umidade realizado pelo jato de baixos níveis a leste da cordilheira dos Andes, bem como o
97
aquecimento da baixa do Chaco e a liberação de calor latente representado pela formação
de nuvens convectivas durante a formação dos sitemas ciclônicos.
Com relação ao deslocamento dos dois sistemas estudados está de acordo
com Taljaard (1972) e Gan e Rao (1991), Ferreira (1989), mantendo um deslocamento para
sudeste seguindo em direção ao pólo sul.
Verificou-se a intensificação e a propagação dos jatos de oeste para os
baixos níveis, a norte dos sistemas ciclônicos, representada pelas seções verticais
meridionais da componente zonal do vento e a presença de duas ondas de Rossby,
concordando com Ferreira (1989). Também foi observada a inclinação para oeste do eixo
ciclônico indicando que existiu conversão de energia do estado básico para o da
perturbação, sendo o mecanismo responsável pelo desenvolvimento do vórtice ciclônico
(Holton, 1979 e Gan, 1992). O resultado final do desenvolvimento dos sistemas ciclônicos
foi a oclusão clássica proposta por Bjerknes e Solberg (1922), observada através das
imagens de satélite no estágio de maturação.
Tanto o caso da primavera como do outono possuem como mecanismos
principais de formação ciclônica extratropical a instabilidade baroclínica e o efeito de
montanha.
5.4 - Divergências entre os casos
Algumas divergências foram observadas entre os dois casos, isto é, no caso
da primavera não havia ciclone em superfície no lado barlavento da montanha e verificou-
se uma amplificação do distúrbio sinótico transiente após sua passagem sobre a Cordilheira
dos Andes, podendo a causa ter relação com a teoria de Hayes et al. (1987). Nesta, ocorre
um aprofundamento da onda baroclínica pré-existente, decorrente a superposição entre a
onda permanente formada pelo efeito de montanha e uma onda baroclínica transiente.
Contudo, no caso de outono foi verificado a pré-existência de um ciclone em superfíe a
barlavento da montanha sobre o Oceano Pacífico e não sucedeu um aumento de intensidade
no distúrbio sinótico transiente, logo após sua passagem sobre a Cordilheira dos Andes,
discordando da teoria de Hayes et al. (1987).
98
6 - Composição sazonal média do vetor vento (m/s) em episódios de El
Niño e La Niña Forte
Neste estudo da composição média do vetor vento em episódios de El Niño e
La Niña Forte foram verificadas as possíveis junções entre o jato de baixos níveis que é
uma situação climatológica típica de verão na América do Sul com a gênese dos ciclones
nas latitudes entre 21°-40°S. Para tanto, foram compostos campos médios do vetor vento
em períodos sazonais de inverno, primavera, verão e outono (Outono do ano seguinte ao
ano de inicialização do fenômeno), nos episódios de El Niño e La Niña Forte. Foram
elaborados também, campos médios do vetor vento no período de junho a maio nos
episódios anômolos estudados.
Inicialmente na análise sazonal, percebe-se que não existe um contraste
médio significativo no jato de baixos níveis a 850 hPa na estação do inverno entre os
episódios de El Niño e La Niña Forte. Nas estações da primavera, verão e outono seguinte,
no entanto, foi encontrada uma divergência significativa na intensidade média - ainda mais
relevante - nos períodos da primavera e outono do ano seguinte, exatamente as estações
onde são verificados os maiores valores de precipitação pluvial acima da média em anos de
El Niño e La Niña (Figuras 6.1, 2, 3, 4, 5, 6, 7 e 8).
Com relação aos quatro níveis estudados (1000, 925, 850 e 700 mb), as
diferenças sazonais médias mais significativas encontradas no jato de baixos níveis foram
entre os níveis de 925-850 mb, representadas pelas estações da primavera e outono
seguinte, enquanto que nas outras estações os comportamentos se encontram similares
(Figuras 6.1, 2, 3, 4, 5, 6, 7 e 8).
99
6.1 - Inverno
Figura 6.1 – Composição média do vetor vento (m/s) em anos de El Niño Forte 1982, 1991 e 1997 para a estação
do inverno nos níveis de: a)1000 b) 925 c) 850 e 700 (mb).
100
Figura 6.2 – Composição média do vetor vento (m/s) em anos de La Niña Forte 1973, 1988, 1998 e 1999 para a
estação do inverno nos níveis de: a)1000 b) 925 c) 850 e 700 (mb).
101
6.2 - Primavera
Figura 6.3 – Composição média do vetor vento (m/s) em anos de El Niño Forte 1982, 1991 e 1997 para a estação
da primavera nos níveis de: a)1000 b) 925 c) 850 e 700 (mb).
102
Figura 6.4 – Composição média do vetor vento (m/s) em anos de La Niña Forte 1973, 1988, 1998 e 1999 para a
estação da primavera nos níveis de: a)1000 b) 925 c) 850 e 700 (mb).
103
6.3 - Verão
Figura 6.5 – Composição média do vetor vento (m/s) em anos de El Niño Forte 1982-83, 1991-92 e 1997-98 para
a estação do verão nos níveis de: a)1000 b) 925 c) 850 e 700 (mb).
104
Figura 6.6 – Composição média do vetor vento (m/s) em anos de La Niña Forte 1973-74, 1988-89, 1998-99 e
1999-00 para a estação do verão nos níveis de: a)1000 b) 925 c) 850 e 700 (mb).
105
6.4 - Outono
Figura 6.7 – Composição média do vetor vento (m/s) em anos de El Niño Forte 1983, 1992 e 1998 para a estação
de outono nos níveis de: a)1000 b) 925 c) 850 e 700 (mb).
106
Figura 6.8 – Composição média do vetor vento (m/s) em anos de La Niña Forte 1974, 1989, 1999 e 2000 para a
estação de outono nos níveis de: a)1000 b) 925 c) 850 e 700 (mb).
107
7 – Sumário, Conclusões e Sugestões
7.1- Sumário
No estudo da freqüência de ciclogêneses em superfície foram analisados
14600 campos de pressão ao nível médio do mar no período de abril a maio do ano seguinte
em três episódios de El Niño Forte, quatro episódios de La Niña Forte e três períodos
Neutros, um total de 140 meses ou 11 anos e 8 meses, representados pelos dados de
Reanalysis cedidos pelo NCEP (National Centers for Environmental Prediction). Também
foram utilizados dados de 6 estações meteorológicas concedidos pelo INMET (Instituto
Nacional de Meteorologia), pertencentes as seis regiões homogêneas encontradas por
Marques (2005) para averiguar a consistência dos resultados encontrados.
O objetivo tópico deste estudo foi verificar as possíveis influências
comportamentais nas freqüências de ciclôgeneses em superfície nas latitudes médias,
geradas durante os episódios de El Niño Forte, La Niña Forte e períodos Neutros na área
compreendida entre 5°-60°S; 90°-30°W. Através disto, objetivou-se a obtenção da
distribuição latitudinal média da freqüência de ciclogêneses sobre influência dos eventos de
El Niño e La Niña Forte, assim como, as faixas latitudinais mais ciclogenéticas e as áreas
preferênciais da gênese e intensificação ciclônica além de verificar as defasagens sazonais
entre os episódios. Para isto, elaborou-se uma área denominada A1 na qual foi seccionada
em três intra-áreas: A2, A3 e A4.
Foram estudados, também, dois casos de ciclôgeneses que sucederam nas
estações dos maiores 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 disso, também foi avaliado o estado comportacional
médio sazonal e periódico dos jatos de baixos níveis sobre a influência dos episódios de El
Niño e La Niña Forte.
Durante o estudo foram verificados dois ápices no perfil médio da freqüência
de ciclogêneses no período de 11 anos e 8 meses para a intra-área A2, os quais se
encontram na banda latitudinal 31°-35°S e 41°-45°S, coincidindo com as duas regiões
108
observadas no estudo de Gan (1992), uma sobre o Uruguai e a outra sobre o Golfo de São
Matias na Argentina, respectivamente. Além da freqüência de ciclôgeneses variar
distintamente nas baixas e altas latitudes de acordo com as estações do ano, conforme Gan
(1992), onde a região do Uruguai possui um número de ocorrências maior no inverno e a do
Golfo maior no verão, ela também varia em relação aos eventos de El Niño e La Niña
Forte. Se observarmos a média dos episódios no inverno para a intra-área A2, nota-se que o
perfil médio da distribuição de ciclogêneses para a estação do inverno está localizada na
faixa latitudinal 31°-40°S, região esta onde se encontra um maior número de ocorrências
quando comparada as demais latitudes. Com relação ao verão para área A2, observa-se uma
tendência de aumento no número de ciclogeneses em latitudes mais elevadas entre 41°-
55°S, em ambos os episódios, discordando com os resultados de Gan e Rao (1991). Os
resultados de Ferreira (1989) e Satyamurty et al. (1990), o quais encontraram dois máximos
ciclogenéticos um em 31°-35°S e o outro na faixa de 46°-50S, aquele máximo concorda
com os resultados deste trabalho e com o estudo de Gan (1992), tanto na distribuição média
dos 10 eventos como nas distribuições médias dos períodos Neutros e episódios de El Niño
e La Niña Forte. Porém, com relação às distribuições médias dos períodos selecionados, no
segundo máximo existe uma divergência dos resultados citados anteriormente, pois em
episódios de La Niña Forte ele pode ser verificado na banda latitudinal compreendida em
41°-45°S e em episódios de El Niño Forte e períodos Neutros se localiza entre 51°-55°S.
As diferenças entre os resultados se devem ao fato de que este estudo atrelado ao de Gao
(1992), foram elaborados através de analises das ciclogêneses em superfície enquanto os
resultados de Ferreira (1989) e Satyamurty et al. (1990), foram obtidos através de estudos
de imagens de satélite e não tiveram a oportunidade de averiguar o nível de pressão, o qual
o ciclone estava fechado Gan (1992). Estudos comparativos de acompanhamentos de
sistemas ciclônicos entre imagens de satélite e cartas de superfície demonstram diversos
casos de ciclôgenese em altos níveis que não se estendem até a superfície conforme
exemplificado nas figuras 3.4 e 3.5. Percebe-se que o segundo vórtice não está presente no
campo de pressão ao nível médio do mar nos dados de reanalisys do NCEP. Portanto, nos
estudos de Ferreira (1989) e Satyamurty et al. (1990), foram inclusas as ciclogêneses
existentes nos níveis médios e altos.
109
De acordo com Necco (1982a e b), ocorre um máximo de freqüência de
ciclogêneses ao norte de 30°S, este resultado é divergente aos resultados deste estudo, ao de
Ferreira (1989) e ao de Gan (1992). Nestes foi verificado a existência de um incremento no
número de observações de ciclogêneses para as latitudes elevadas do hemisfério sul.
Com relação às áreas de maior ocorrência de ciclogêneses nos estudos
anteriores, como o de Necco (1982a e b), verificou que 70% dos ciclones observados foram
observados na região 10°-55S e 0°-90°W, sendo os demais sistemas migratórios cuja
gênese ocorreram além desta área. Destes 70% observados, apenas 20% pertenciam a
região do Oceano Pacífico Sul e 50% eram oriundos do continente sul americano e do
Oceano Atlântico Sul. Estes resultados são confirmados neste trabalho, onde foi encontrada
uma freqüência porcentual de ciclogêneses em torno de 64%, 66% e 68% para a área A2 e
36%, 34% e 32% para a área A3 nos episódios de La Niña e El Niño Forte e períodos
Neutros, respectivamente.
Na freqüência média de ciclogêneses foi observado que em áreas de latitudes
mais baixas entre 21°-35°S, encontra-se um número de ocorrências de ciclogêneses
superior nos anos de El Niño Forte com relação aos anos neutros e episódios de La Niña
Forte. Nesta faixa latitudinal, constata-se uma vantagem média de ocorrências nos
episódios de El Niño Forte e uma similaridade entre os períodos de La Niña Forte e Neutros
estudados. Na latitude compreendida em torno de 41°-45°S, situa-se um pico médio da
freqüência de ciclogêneses, nas áreas A1 e A2, representando os episódios de La Niña
Forte. Analisando as latitudes mais elevadas, foi verificado - em ambas as áreas em estudo -
dois cumes médios análogos, correspondentes aos eventos neutros e episódios de El Niño
Forte na banda latitudinal de aproximadamente 46°-55°S. Entretanto, na média dos
episódios de La Niña Forte foi notado uma depressão significativa nesta região.
Na Banda latitudinal 21°-60°S - representando a freqüência média total
acumulada deste trabalho - encontrou-se em ambas as áreas A1 e A2 uma maior tendência
de ocorrência de ciclogêneses em episódios de El Niño Forte sobre os demais eventos e
uma mera vantagem dos episódios de La Niña Forte perante os períodos Neutros para a
área A1. Na intra-área A2 ocorreu o inverso, isto é, uma infíma superioridade em favor dos
períodos Neutros em relação aos episódios de La Niña Forte.
110
Ao analisarmos os perfis da Freqüência média de ciclogêneses nos períodos
de abril (mês de inicialização dos eventos) a maio do ano seguinte e no período de junho do
ano de inicialização até maio do ano seguinte nas áreas A1 e A2, percebe-se mesmo
extraindo o 1° outono (composto apenas por abril e maio), não foi verificado mudanças
expressivas comparando o perfil médio total com o perfil médio SAM (sem abril e maio do
ano inicial dos eventos. As diferenças observadas são apenas quantitativas. # Trecho
extraído dos estudos pertencenes ao Epílogo I, referente ao capítulo 4 (páginas 127 e 128).
Nos perfis médios do segundo outono – estação que se situa entre as últimas
dos períodos anômalos e típicos deste trabalho - foram encontradas defasagens na variação
latitudinal e, conseqüentemente, na localização de seu segundo máximo latitudinal, os quais
se observam compreendidas entre a faixa 41°-45°S (Episódios de La Niña Forte), 46°-50°S
(Anos Neutros) e 51°-55°S (Episódios de El Niño Forte). # Trecho extraído dos estudos
pertencentes ao epílogo I, referente ao capítulo 4 (página 128 a 130).
As médias nas Freqüências de ciclôgeneses nestes 10 eventos em estudo são
compostas por três episódios de El Niño Forte, quatro episódios de La Niña Forte e 3
períodos Neutros, demonstram perfis sazonais com tendências bastante expressivas. Nas
estações do inverno e do segundo outono houve uma superioridade de ocorrências de
ciclogêneses na faixa latitudinal entre 31°-45°S tanto na área A1 como em A2 concordando
em parte com os estudos de Gan (1992). Este encontrou dois pontos de máxima ocorrência
um em 31°-35°S e outro em 41°-45°S. Contudo, neste trabalho não foi possível verificar
estes dois pontos de máxima freqüência de ciclogêneses em todas estações do ano,
principalmente na primavera e no verão. Pode-se observar uma predileção de ocorrências
na estação do inverno e do outono na banda latitudinal central que abrange a banda
latitudinal de 31°-45°S. Com relação às estações da primavera e do verão, verifica-se uma
preferência pelas latitudes mais baixas e mais altas, respectivamente. ). # Trecho extraído
dos estudos pertencentes ao epílogo I, referente ao capítulo 4 (página 130 a 131).
Através da Freqüência latitudinal sazonal média de ciclogêneses foi
verificada uma preferência de ocorrências significativas referente às estações do inverno e
do segundo outono que aconteceram na faixa latitudinal compreendida entre 31°-45°S tanto
na área A1 como em A2. Porém, também podem ser evidenciados números expressivos nas
111
ocorrências de ciclôgeneses em latitudes mais elevadas durante o segundo outono. No que
diz respeito às estações da primavera e do verão verifica-se uma preferência pelas latitudes
mais baixas e mais altas, respectivamente. Destaca-se a banda latitudinal compreendida em
26°-40°S nas estações da primavera e segundo outono, as quais possuíram um número
médio na freqüência de ciclogêneses muito significativo, seguindo um patamar quantitativo
a favor dos episódios de El Niño Forte perante os períodos Neutros e episódios de La Niña
Forte, principalmente nesta banda latitudinal em A2 (região continental altamente
ciclogenética conforme Necco (1982), Taljaraard (1972), Ferreira (1989), Satyamurty et al.
(1990) e Gan (1992)). De acordo com Ferreira (1989), esses vórtices ciclônicos ao serem
gerados nas regiões sul e sudeste brasileira, provocam alterações no tempo e, dependendo
de sua intensidade, causam sérios problemas locais ou regionais. Os resultados encontrados
neste trabalho, relacionados ao número médio de ciclogêneses, coincidem com os meses em
destaque observados por Fontana e Berlato (1997). Estes 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 do 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. Estes resultados foram confirmados por
Montecinos et al. (2000). # Trecho extraído dos estudos pertencentes ao Epílogo I,
referente ao capítulo 4 (página 132 a 136).
Os estudos demonstraram consistência expressiva através da comparação
entre o número sazonal médio de ciclôgeneses com a precipitação pluvial sazonal média
observada nas seis regiões homogênea, isto é, durante a avaliação foi averiguada uma
analogia observacional entre os dados quantificados e os coletados, respectivamente. Na
estação do inverno, todavia, não houve esta similaridade entre as variantes, pode ter sido
por causa das tendências de passagens rápidas das frentes frias sobre região sul do Brasil
em anos de La Niña ocasionando uma diminuição da precipitação pluvial (Marengo e
Oliveira, 1998). Já em anos de El Niño, há tendência de chuvas abundantes na região por
vários dias devido aos bloqueios atmosféricos que desviam o caminho e retardam o avanço
dos sistemas frontais sobre a região sudeste da América do Sul (Oliveira e Satyamurty,
1998 e Rutllant, 1985).
112
Na avaliação entre os casos estudados na primavera e o outro no outono,
pode-se notar que houve similaridades expressivas. A principal delas foi o desenvolvimento
do ciclone que de fato verificou-se a sotavento da montanha somente devido à passagem de
um distúrbio pré-existente, proveniente do Oceano Pacífico que penetrou a região da
América do Sul concordando com a teoria de Buzzy et al. (1986) e a teoria de formação de
ciclones a sotavento de montanhas, ciclones do tipo B, de Pettersen e Smebye (1971) e Gan
(1992). Foram encontrados nestes dois casos a presença do transporte de calor sensível
realizado pelo jato de baixos níveis a leste da cordilheira dos Andes, o aquecimento da
baixa do Chaco e a liberação de calor latente representada pela formação de nuvens
convectivas durante a formação dos sistemas ciclônicos. Essas características foram
encontradas neste estudo e sugeridas por Hoskins e Valdes (1990) com o intento de
observar à existência de regiões de “Storm Tracks”. Com relação ao deslocamento dos dois
sistemas estudados, pode-se dizer que está de acordo com Taljaard (1972), Whittaker e
Horn (1981), Satyamurty et al. (1990), Ferreira (1989), isto é, os ciclones possuem um
deslocamento para sudeste seguindo em direção aos pólos. O resultado final do
desenvolvimento dos sistemas ciclônicos foi à oclusão clássica proposta por Bjerknes e
Solberg (1922), observada mediante as imagens de satélite no estágio de maturação. Tanto
o caso da primavera como o de outono possuem como principais mecanismos de formação
ciclônica extratropical a instabilidade baroclínica e o efeito de montanha, conforme Gan
(1992).
Algumas diferenças foram observadas entre os dois casos: no caso da
primavera não se observou um ciclone em superfície no lado barlavento da montanha e
verificou-se a amplificação do distúrbio sinótico transiente, após sua passagem sobre a
Cordilheira dos Andes. Podendo a causa ter relação com a teoria de Hayes et al. (1987), na
qual ocorre um aprofundamento da onda baroclínica pré-existente, decorrente a
superposição entre a onda permanente formada pelo efeito de montanha e uma onda
baroclínica transiente. Todavia, no caso de outono foi verificado a pré-existência de um
ciclone em superfície a barlavento da montanha sobre o Oceano Pacífico e não sucedeu um
aumento de intensidade no distúrbio sinótico transiente, logo após sua passagem sobre a
Cordilheira dos Andes, discordando assim da teoria de Hayes et al. (1987).
113
No estudo da composição média do vetor vento em episódios de El Niño e
La Niña Forte não foi encontrado um contraste médio significativo no jato de baixos níveis
a 850 hPa na estação do inverno entre os episódios de El Niño e La Niña Forte. Nas
estações da primavera, verão e outono seguinte, no entanto, foi encontrada uma defasagem
significativa na intensidade média - ainda mais relevante - nos períodos da primavera e
outono do ano seguinte. Exatamente nestas estações do ano foram observados os maiores
valores de precipitação puvial acima da média (Fontana e Berlato, 1997) e um valor
superior e significativo da freqüência média de ciclogêneses na banda latitudinal
compreendida entre 21°-40°S em episódios de El Niño Forte perante os episódios de La
Niña Forte; principalmente nessa faixa latitudinal na intra-área A2 a qual possui uma região
continental altamente ciclogenética (Necco, 1982a; Taljaraard, 1972; Ferreira, 1989;
Satyamurty et al., 1990; e Gan, 1992). Em relação aos quatro níveis estudados (1000, 925,
850 e 700 mb), as diferenças sazonais médias mais significativas encontradas no jato de
baixos níveis foram entre os níveis de 925-850 mb, representadas pelas estações da
primavera e outono seguinte enquanto que nas outras estações os comportamentos
encontram-se similares.
Na analise dos campos médios do vetor vento no período que abrange desde
junho a maio nos episódios de El Niño e La Niña Forte, percebe-se uma superioridade
quantitativa bastante significatica no nível de 925 mb, estendendo-se até o nível de 850 mb.
È cabível ressaltar que a média da intensidade do vento para o nível de 850 mb atuante na
região sul do Brasil foi mais intensa nos episódios de El Niño Forte quando comparados
aos de La Niña Forte estudados. Nos níveis de 1000 e 700 mb não se observou divergências
expressivas tanto na direção quanto na intenseidade média do vento. Quanto à localização
não foram encontradas diferenças. # Trecho extraído do Epílogo II – Composição média do
Vetor vento (m/s) no período de junho a maio do ano seguinte (página 137 a 139).
7.2 – Conclusões
A freqüência média de ciclogêneses em A1 e A2 na faixa latitudinal 21°-
35°S foi significativamente superior em eventos de El Niño Forte em comparação aos
eventos de La Niña Forte e períodos Neutros.
114
Com relação ao primeiro máximo da freqüência média de ciclôgeneses em
A1 e A2, observado em 31°-35°S, não houve distinções latitudinais locacionais entre os
eventos estudados. Porém, ocorreu uma peculiaridade com o segundo máximo dos
episódios de La Niña Forte, onde foi observado na faixa latitudinal 41°-45°S enquanto que
nos episódios de El Niño Forte e períodos Neutros se encontra em 51°-55°S. De maneira
análoga, o segundo máximo da freqüência média de ciclogêneses na estação de outono do
ano seguinte (2° outono de cada evento) nos episódios de La Niña e El Niño Forte e
períodos Neutros, encontra-se de forma latitudinal crescente 41°-45°S, 46°-50°S e 51°-
55°S, respectivamente. A partir destes fatos, leva-se a crer em uma possível dilatação
média da célula de Ferrel em eventos de El Niño Forte e períodos Neutros e uma contração
média em eventos de La Niña Forte.
A partir da faixa latitudinal 46°-50°S, verificou-se um aumento expressivo
na freqüência média de ciclogêneses em direção as latitudes mais elevadas. Dissernindo dos
estudos passados os quais utilizaram cartas de pressão ao nível do mar à superfície. Esta
defasagem deve ter sido causada decorrente a origem dos dados selecionados entre os
diversos estudos.
Na Banda latitudinal 21°-60°S - representando a freqüência média total
acumulada deste trabalho - encontrou-se em ambas as áreas A1 e A2 e suas filtragens (A1-
F e A2-F) uma maior tendência de ocorrência de ciclogêneses em episódios de El Niño
Forte perante os episódios de La Niña Forte e períodos Neutros.
Avaliando a porcentagem da ocorrêncica de ciclôgeneses em A1, dividiu-se
A1 em duas intra-áreas denominadas A2 e A3. Com isto, foi encontrada uma freqüência
porcentual de ciclogêneses em torno de 64%, 66% e 68% para a área A2 e 36%, 34% e
32% para A3 nos episódios de La Niña e El Niño Forte e períodos Neutros,
respectivamente.
No estudo dos diagnósticos ciclônicos foi verificada a presença do jato de
baixos níveis e sua colaboração no transporte de umidade da região Amazônica para a
região do Gran Chaco, Uruguai e região sul brasileira nos dois casos de ciclone estudados.
115
Na composição sazonal média dos ventos no nível de 850 hPa, observou-se
na região de atuação dos jatos de baixos níveis, a leste da Cordilheira do Andes, nas
estações da Primavera e Outono do ano seguinte, uma maior preponderância participativa
dos ventos de Norte durante os episódios de El Niño Forte comparado aos episódios de La
Niña Forte.
Ao longo deste estudo, verificou-se que a freqüência média de ciclôgeneses
em A1 e A2, principalmente na faixa latitudinal em torno de 26°-40°S em A2 (região
altamente ciclogenética sobre o continente Sul-Americano), a média da precipitação
pluviométrica mensurada no estado do Rio Grande do Sul (através das seis regiões
homogêneas) e a composição sazonal média dos ventos no nível de 850 hPa (na região de
atuação dos jatos de baixos níveis), durante as estações da primavera e outono seguinte,
variaram de maneira gradativa e possivelmente devem estar agindo coligadas nas mudanças
climáticas da região sul do Brasil em episódios de El Niño e La Niña Forte. Portanto,
acredita-se que a geração de ciclones nessa região, acoplados aos CCM’s e aos sistemas
convectivos, influencia de maneira expressiva a precipitação pluviométrica no Estado do
Rio Grande do Sul. Analisando os diagnósticos dos dois casos de ciclogênese trabalhados,
deixa ainda mais apodíctica a idéia de suceder em alguns casos uma factível sistematização
regional, pois ocorre uma cooperação sistemática representada pela interligação de
fenômenos meteorológicos de distintas escalas.
116
7.3 - Sugestões
Finalizando, propõe-se como recomendações para futuros estudos:
- Uma ánalise meticulosa acerca da influência dos Fenômenos El Niño e La Niña fracos
e moderados nos pontos de máxima freqüência de Ciclogêneses, nos quais foi
encontrada uma quantidade significativa no número de ocorrências de ciclogêneses no
primeiro máximo em episódios de El Niño Forte perante os episódios de La Niña
Forte, na região do Chaco e sobre o Uruguai e sul do Brasil, e uma movimentação do
segundo máximo situado entre a banda latitudinal de 41°-55°S, sendo observado nesta
faixa mais a norte em episódios de La Niña Forte e mais a sul em episódios de El Niño
Forte.
- De acordo com Musk (1988) para manter o equilibio terrestre existem diversos
mecanismos pelos quais o calor é transferido para os pólos, ou melhor, das regiões com
superávit de energia para as regiões com déficit de energia. 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. Discordando com a banda latitudinal citada por Musk (1988), pois
neste trabalho a banda latitudinal se encontra em 46°-55°S, em eventos neutros e
episódios de El Niño Forte foi observada uma vantagem quantitativa média expressiva
no número de ciclogêneses nessa faixa latitudinal perante os episódios de La Niña
Forte. Isto pode ter sido causado devido ao fato de existir um déficit energético entre as
regiões de baixas latitudes e o pólo. Por isso, é necessário realizar mais estudos
minuciosos abrangendo as altas latitudes e que contenham intervalos temporais
distintos aos estudados neste trabalho.
- Analisar os principais fatores dessa expressiva atividade ciclogenética encontrada em
anos de El Niño Forte sobre o Uruguai e a região sul Brasileira. Além da influente
importância dos jatos de baixos níveis a leste dos Andes na formação ou intensificação
ciclônica nessa região.
117
- Avaliar as possíveis causas da movimentação do segundo máximo da freqüência de
ciclogêneses, a qual pode ter ocorrido devido a uma possível contração latitudinal
média da célula de Hadley e/ou célula de Ferrel em episódios de La Niña e uma
dilatação média em episódios de El Niño Forte e períodos Neutros. Isto é, a energia
envolvida na atmosfera decorrente ao aquecimento do oceano pacífico equatorial é
maior em anos Neutros e de El Niño comparado aos anos de La Niña.
- Estudar exacerbadamente o liame entre os jatos de baixos níveis a leste dos Andes com
a gênese e intensificação ciclônica sobre a região do Chaco, Uruguai e sul do Brasil.
Primordialmente em anos de El Niño e La Niña Forte nas estações da primavera e
outono foram encontrados os valores mais significativos da freqüência média de
ciclogêneses, intensidade sazonal média do vetor vento e anomalias de precipitação
pluvial para o estado do Rio Grande do Sul.
- Inquirir um modo eficaz e factível de correlacionar as variáveis: freqüência de
ciclogêneses da área A1 e A2 com a precipitação pluviométrica suscitada no Rio
Grande do Sul. Pois, tentou-se utilizar o método estatístico Correlação Linear simples
descrito em Callegari-Jacques (2003) e Spiegel (1993) através da elaboração do gráfico
de dispersão, do coeficiente de correlação e do teste de hipóteses da correlação, além
de auxílios estatísticos em Silveira (1989 e 1992), e não existiu evidência de associação
entre as duas variáveis. Porém, seria viável e de suma importância empregar todos os
recursos em encontrar um método estatístico que correlacione essas duas variantes, a
fim de avaliar o quão qualitativamente correlacionadas são a frequëncia de
ciclogêneses e a precipitação pluviométrica do estado.
118
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127
Apêndice I - Epílogo referente ao capítulo 4
Neste capítulo serão encontradas algumas partes complementares do estudo
as quais foram extraídas dos capítulos anteriores, por causa do excesso de
dimensionamento e inexistência de compressibilidade. Todavia, são de suma importância
na avaliação holística dos resultados.
A priori, serão observadas as similaridades comportamentais entre os perfis
da Freqüência média de ciclogêneses nos períodos de abril (mês de inicialização dos
eventos) a maio do ano seguinte e no período de junho do ano de inicialização até maio do
ano seguinte (SAM – sem abril e maio do ano inicial dos eventos), nas áreas A1 e A2,
como também, os perfis médios dos episódios de El Niño Forte (1982-83, 1991-92 e 1997-
98), La Niña Forte (1973-74, 1988-89, 1998-00) e anos Neutros (1985-86, 1989-90 e 1996-
97), relacionando-os aos perfis médios de outono em El Niño Forte (1983, 1992 e 1998),
em La Niña Forte (1989, 1999 e 2000) e para anos Neutros (1986, 1990 e 1997),
respectivamente (Figuras 5.2, 5.3 e 5.4).
A posteriori, encontrar-se-ão expostos os gráficos da distribuição latitudinal
da freqüência de ciclôgeneses nas estações de inverno, primavera, verão e outono (estas
duas últimas citadas pertencem ao ano seguinte pós-inicialização dos eventos), concebidos
para as áreas A1 e A2.
I.1 –Analises e analogias entre os perfis médios
Ao analisarmos a figura I.1, referente aos perfis da Freqüência média de
ciclogêneses nos períodos de abril (mês de inicialização dos eventos) a maio do ano
seguinte e no período de junho do ano de inicialização até maio do ano seguinte nas áreas
A1 e A2, percebe-se mesmo extraindo o 1° outono (composto apenas por abril e maio), não
foi verificado mudanças expressivas comparando o perfil médio total com o perfil médio
SAM (sem abril e maio do ano inicial dos eventos). As diferenças observadas são apenas
quantitativas.
128
Perfis médios em A1 e A2
0
5
10
15
20
25
30
35
21-25 26-30 31-35 36-40 41-45 46-50 51-55 56-60
Latitude (°S)
Oco
rrên
cias Média A1
Média A2
Média A1 SAM
Média A2 SAM
Figura I.1 – Perfis da Freqüência média de ciclogêneses nos períodos de abril (mês de inicialização dos
eventos) a maio do ano seguinte e no período de junho do ano de inicialização até maio do ano seguinte
(SAM – sem abril e maio do ano inicial dos eventos), nas áreas A1 e A2.
Nas figuras I.2, I.3 e I.4, percebe-se mediante a visualização dos perfis
médios a existência de dois pontos de máxima ocorrência de ciclogêneses, todavia estes
pontos se diferem no espaçamento latitudinal. Em Anos Neutros e de El Niño Forte estes
pontos de máxima freqüência, encontram-se mais afastados latitudinalmente quando
comparado aos episódios de La Niña Forte. Este distanciamento latitudinal é verificado
tanto nos perfis médios de abril a fevereiro como nos perfis médios de outono (Figuras I.2,
I.3 e I.4). Destaque, para os perfis médios do segundo outono – estação que se situa entre as
últimas dos períodos anômalos e típicos deste trabalho - os quais variam latitudinalmente
com a localização do segundo máximo situado nas latitudes compreendidas em 41°-45°S
(Episódios de La Niña Forte), 46°-50°S (Anos Neutros) e 51°-55°S (Episódios de El Niño
Forte).
129
Perfis médios
0
5
10
15
20
25
30
35
21-25 26-30 31-35 36-40 41-45 46-50 51-55 55-60
Latitude (°S)
Oco
rrên
cias
El Niño A1
El Niño A1 Outono
El Niño A2
El Niño A2 Outono
Figura I.2 – Perfil médio dos episódios de El Niño Forte 1982-83, 1991-92 e 1997-98 no período de abril a
fevereiro e o perfil médio de outono de 1983, 1992 e 1998.
Perfis médios em A1 e A2
0
5
10
15
20
25
30
21-25 26-30 31-35 36-40 41-45 46-50 51-55 56-60
Latitude (°S)
Oco
rrên
cias
Neutro A1
Neutro A2
Neutro Outono A1
Neutro Outono A2
Figura I.3 – Perfil médio dos anos Neutros 1985-86, 1989-90 e 1996-97 no período de abril a fevereiro e o
perfil médio de outono de 1986, 1990 e 1997.
130
Perfis médios
0
5
10
15
20
25
30
35
21-25 26-30 31-35 36-40 41-45 46-50 51-55 55-60
Latitude (°S)
Oco
rrên
cias La Niña A1
La Niña A1 Outono
La Niña A2
La Niña A2 Outono
Figura I.4 – Perfil médio dos episódios de La Niña Forte 1973-74, 1988-89, 1998-00 no período de abril a
fevereiro e o perfil médio de outono de 1989, 1999 e 2000.
As médias nas Freqüências de ciclôgeneses nestes 10 eventos de estudo são
compostas por três episódios de El Niño Forte, quatro episódios de La Niña Forte e 3
períodos Neutros, estes demonstram perfis sazonais com tendências bastante expressivas.
Nas estações do inverno e do segundo outono, os maiores números de ocorrências de
ciclogêneses aconteceram na faixa latitudinal compreendida entre 31°-45°S tanto na área
A1 como em A2, concordando em parte com os estudos de Gan (1992), o qual encontrou
dois pontos de máxima ocorrência um em 31°-35°S e outro em 41°-45°S, contudo neste
trabalho não foi possível verificar estes dois pontos de máxima freqüência de ciclogêneses
em todas estações do ano, principalmente na primavera e no verão. Pode-se observar uma
predileção de ocorrências na estação do inverno e do outono na banda latitudinal central
que abrange de 31°-45°S, com relação às estações da primavera e do verão, verifica-se uma
preferência pelas latitudes mais baixas e mais altas, respectivamente (Figuras I.5 e I.6).
131
Perfis médios para A1
0123456789
21-25 26-30 31-35 36-40 41-45 46-50 51-55 56-60
Latitude (°S)
Oco
rrên
cias
Média A1
Inverno
Primavera
Verão
2° Outono
Figura I.5 – Distribuições latitudinais Sazonais médias da Freqüência de ciclogêneses na área A1 elaborada a
partir de 10 eventos não contínuos.
Perfis médios para A2
0
1
2
3
4
5
6
7
21-25 26-30 31-35 36-40 41-45 46-50 51-55 56-60
Latitude (°S)
Oco
rrên
cias
Média A2
Inverno
Primavera
Verão
2° Outono
Figura I.6 – Distribuições latitudinais Sazonais médias da Freqüência de ciclogêneses na área A2 elaborada a
partir de 10 eventos não contínuos.
132
I.2 - Distribuições latitudinais sazonais da freqüência de ciclôgeneses
Assim como nas figuras I.5 e I.6, também se observa nas estações do inverno
e do segundo outono números de ocorrências de ciclogêneses significativas nas quais
aconteceram na faixa latitudinal compreendida entre 31°-45°S tanto na área A1 como em
A2, são evidenciados números expressivos nas ocorrências de ciclôgeneses em latitudes
mais elevadas durante o segundo outono. É perceptível a predileção de ocorrências na
estação do inverno e do outono na banda latitudinal central que abrange de 31°-40°S. Em
relação às estações da primavera e do verão, constata-se que há uma preferência pelas
latitudes mais baixas e mais altas, respectivamente. Destaca-se a banda latitudinal
compreendida em 26°-40°S para as estações da primavera e segundo outono as quais
possuíram um número médio de ciclogêneses seguindo um patamar quantitativo a favor dos
episódios de El Niño Forte, períodos Neutros e episódios de La Niña Forte (Figuras I.9,
I.10, I.13 e I.14), principalmente em A2 (região continental altamente ciclogenética
conforme Necco (1982), Taljaraard (1972), Ferreira (1989), Satyamurty et al (1990) e Gan
(1992)). De acordo com Ferreira (1989), os vórtices ciclônicos ao serem gerados nas
regiões sul e sudeste brasileira provocam alterações no tempo e, dependendo de sua
intensidade, causam sérios problemas locais ou regionais.
Os resultados encontrados neste trabalho coincidem com os meses em
destaque observados por Fontana e Berlato (1997). Os autores através da 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, 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
mais altas e expressivas entre a TSM (temperatura da superfície do mar) do Pacífico
tropical central e a precipitação pluvial.
133
Média do Inverno para A1
0
1
2
3
4
5
6
7
8
9
21-25 26-30 31-35 36-40 41-45 46-50 51-55 56-60
Latitude (S°)
Oco
rrên
cias El Niño no Inverno
Neutro no InvernoLa Niña no Inverno
Figura I.7 – Freqüência latitudinal média de ciclogêneses na estação do inverno para os episódios de El Niño
e La Niña Forte e anos Neutros na área A1.
Média no Inverno para A2
00,5
11,5
22,5
33,5
44,5
5
21-25 26-30 31-35 36-40 41-45 46-50 51-55 56-60
Latitude (S°)
Oco
rrên
cias El Niño no Inverno
Neutro no InvernoLa Niña no Inverno
Figura I.8 – Freqüência latitudinal média de ciclogêneses na estação do inverno para os episódios de El Niño
e La Niña Forte e anos Neutros na intra-área A2.
134
Média da Primavera para A1
0123456789
1011
21-25 26-30 31-35 36-40 41-45 46-50 51-55 56-60
Latitude (S°)
Oco
rrên
cias El Niño na Primavera
Neutro na PrimaveraLa Niña na Primavera
Figura I.9 – Freqüência latitudinal média de ciclogêneses na estação da primavera para os episódios de El
Niño e La Niña Forte e anos Neutros na área A1.
Média da Primavera para A2
00,5
11,5
22,5
33,5
44,5
5
21-25 26-30 31-35 36-40 41-45 46-50 51-55 56-60
Latitude (S°)
Oco
rrên
cias El Niño na Primavera
Neutro na PrimaveraLa Niña na Primavera
Figura I.10 – Freqüência latitudinal média de ciclogêneses na estação da primavera para os episódios de El
Niño e La Niña Forte e anos Neutros na intra-área A2.
135
Média do Verão para A1
0
1
2
3
4
5
6
7
8
9
10
21-25 26-30 31-35 36-40 41-45 46-50 51-55 56-60
Latitude (S°)
Oco
rrên
cias El Niño no Verão
Neutro no VerãoLa Niña no Verão
Figura I.11 – Freqüência latitudinal média de ciclogêneses na estação do Verão para os episódios de El Niño e
La Niña Forte e anos Neutros na área A1.
Média do Verão para A2
0
1
2
3
4
5
6
7
8
21-25 26-30 31-35 36-40 41-45 46-50 51-55 56-60
Latitude (S°)
Oco
rrên
cias El Niño no verão
Neutro no verãoLa Niña no verão
Figura I.12 – Freqüência latitudinal média de ciclogêneses na estação do Verão para os episódios de El Niño e
La Niña Forte e anos Neutros na intra-área A2.
136
Média do 2° Outono para A1
0
1
2
3
4
5
6
7
8
9
10
21-25 26-30 31-35 36-40 41-45 46-50 51-55 56-60
Latitude (S°)
Oco
rrên
cias El Niño no 2° Outono
Neutro no 2° OutonoLa Niña no 2° Outono
Figura I.13 – Freqüência latitudinal média de ciclogêneses na estação do 2° Outono para os episódios de El
Niño e La Niña Forte e anos Neutros na área A1.
Média do 2° Outono para A2
0
1
2
3
4
5
6
7
8
21-25 26-30 31-35 36-40 41-45 46-50 51-55 56-60
Latitude (S°)
Oco
rrên
cias El Niño no 2° Outono
Neutro no 2° OutonoLa Niña no 2° Outono
Figura I.14 – Freqüência latitudinal média de ciclogêneses na estação do 2° Outono para os episódios de El
Niño e La Niña Forte e anos Neutros na intra-área A2.
137
Apêndice II – Composição média do vetor vento (m/s) no período de
junho a maio do ano seguinte
A avaliação acerca da direção e intensidade média dos ventos em
determinadas regiões é de grande importância para diversas áreas da meteorologia, tanto
em estudos climáticos quanto de previsão do tempo, origina um melhor entendimento da
circulação geral atmosférica; além da possibilidade locacional erudita da pré-geração de
sistemas meteorológicos.
Na analise dos campos médios do vetor vento no período que abrange desde
junho a maio nos episódios de El Niño e La Niña Forte, percebe-se nitidamente os distintos
valores médios mensurados entre os eventos. Quando se observa a média do jato de baixos
níveis nas figuras (II.1 e II.2), nota-se a partir do nível de 1000 mb uma mera vantagem de
intensidade média do vento entre os episódios de El Niño Forte em relação a média entre os
episódios La Niña Forte. Esta superioridade quantitativa é vista ainda com maior
significância no nível de 925 mb, estendendo-se até o nível de 850 mb. É pertinente
enfatizar que a média da intensidade do vento para o nível de 850 mb atuante na região sul
do Brasil foi mais intensa nos episódios de El Niño Forte perante os de La Niña Forte
estudados. No nível de 700 mb não se observou divergências tanto na direção quanto na
intenseidade média do vento. Quanto à localização, não foram encontradas diferenças.
138
II.1 – El niño
Figura II.1 – Composição média do vetor vento (m/s) dos episódios de El Niño Forte (1982-83, 1991-92 e 1997-
98) no período de junho a maio do ano seguinte nos níveis de: a)1000 b) 925 c) 850 e 700 (mb).
139
II.2 – La niña
Figura II.2 – Composição média do vetor vento (m/s) dos episódios de La Niña Forte (1973-74, 1988-89 e
1998-00) no período de junho a maio do ano seguinte nos níveis de: a)1000 b) 925 c) 850 e 700 (mb).
140