Departamento de Ciências Atmosféricas (IAG-USP)
Introdução
Os complexos convectivos de mesoescala - CCM - devem sua definição a Maddox (1980) tendo portanto uma história recente na Meteorologia. O número especial do Climanálise de 1986, referia-se aos aglomerados convectivos que se formam sobre as proximidades do Paraguai e já citava os trabalhos pioneiros de Cavalcanti (1982) e Guedes (1985).
Nestes 10 anos decorridos da publicação do número especial do Climanálise, houve um grande avanço na compreensão da dinâmica dos CCM, principalmente aqueles que são observados no Hemisfério Norte. Um grande esforço tem sido feito anualmente de publicar a estatística de ocorrência desses sistemas no Monthly Weather Review. O Climanálise, por sua vez, foi gradualmente introduzindo a nomenclatura dos CCM nas suas descrições sobre os eventos que produzem precipitação, notando que os CCM atingem principalmente a Região Sul, mas havendo, no entanto, referências a sistemas desse tipo que se deslocaram para as regiões Centro-Oeste e Sudeste.
Um marco fundamental no estudo dos CCM da América do Sul foi o trabalho de Velasco e Fritsch (1987) onde foi adaptada a técnica objetiva de classificação dos CCM introduzida por Maddox (1980) e foi feito um mapeamento das regiões de ocorrência e das características diversas associadas. Várias pesquisas surgiram desde então enfocando os CCM que atingem a região sul do Brasil; esses resultados serão descritos a seguir. A Tabela 1 mostra a definição de um CCM introduzida por Maddox (1980). Essa definição está baseada única e exclusivamente em imagens de satélite no infravermelho e procura sintetizar, em poucos critérios, as características típicas do CCM. Essas são de um sistema que possui uma espessa cobertura de nuvens frias constituída basicamente pelos topos e bigornas dos cumulonimbi que os constituem, forma aproximadamente circular e tempo de vida relativamente mais longo do que um sistema convectivo isolado, isto é, no mínimo 6 horas. Na Figura 1 observa-se um típico CCM sobre a região sul do Brasil. Machado e Rossow (1993) mostram que a medida que um sistema convectivo desse tipo atinge a fase madura, forma-se uma grande quantidade de stratus e de cirrus, atingindo aproximadamente 80 % da área total.
Como indicam os diversos estudos de casos de CCM listado na Tabela 2 , os CCM estão frequentemente associados a eventos de precipitações intensas, fortes rajadas de vento e até tornados, motivando seu estudo com base nas aplicações em previsão do tempo.
A trajetória dos CCM subtropicais tem geralmente início na região a leste dos Andes numa latitude média de 25 oS e sobre os vales dos rios Paraná e Paraguai. Em 25 casos de CCM estudados por Figueiredo e Scolar (1996), 70 % deslocaram-se para leste e sudeste (atingindo o Rio Grande do Sul, Santa Catarina e Paraná) e 30 % deslocaram-se para nordeste e norte, atingindo a região Sudeste do Brasil. Esse tipo de trajetória também foi observado por Guedes (1985). Em Guedes et alli (1994) a trajetória de sistemas convectivos com tempo de vida superior a 6 horas é examinada para o ano todo; para o mes de Janeiro a trajetória encontrada na região próxima a 25 oS é preferencialmente de sudoeste para nordeste. A Figura 2 de Velasco e Fritsch (1987) mostra uma maior variabilidade de trajetórias com uma tendência a serem mais zonais ( de oeste para leste) na primavera e início do outono e mais meridionais (de sul para norte) no verão.
Dentre os diversos casos estudados na literatura e que podem ser vistos na Tabela 2 nota-se uma predominância de estudos de casos de CCM que ocorreram na metade quente do ano. Velasco e Fritsch (1987) indicam uma predominância de CCM nos subtrópicos na primavera e verão conforme pode ser visto na Figura 3 .
As condições de grande escala médias associadas a CCM foram enfocadas tanto em Guedes (1985) como em Velasco e Fritsch (1987). A característica principal é a presençã de um jato em baixos níveis (850 hPa) de norte que proporciona forte advecção de ar quente e úmido. A borda sul desse jato costuma coincidir com a posição do CCM denotando forte convergência de umidade. Além disso, ambos os trabalhos mostram a presença de um jato de oeste em altos níveis, localizado por volta de 5 o ao sul da posição do CCM no horário de máxima extensão. Tem-se argumentado (Uccellini e Johnson, 1979; Severo et alli, 1994) que as circulações transversas ao jato em altos níveis, acopladas ao jato em baixos níveis seriam um fator importante para explicar o início do CCM. O local propício 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. Como mencionado por Cotton e Anthes (1989), a situação de grande escala que inclui também a existência de instabilidade condicional e convectiva e cavados de onda curta em níveis médios, deve persistir por tempo suficiente para que os cumulonimbi iniciais transformem-se num sistema de mesoescala, ou seja, para que ocorra a transição de escala da meso- para a meso-, segundo a classificação de Orlanski (1975). Fatores locais, como a topografia, podem ser extremamente importantes conforme será discutido adiante.
Embora essa situação de grande escala seja favorável ao início do sistema convectivo, a evolução temporal subsequente não é inteiramente definida por essas características. Numa simulação numérica de um sistema convectivo de mesoescala, com características de CCM, realizada por Rocha (1992), mostra-se através de experimentos de sensibilidade, que a evolução do CCM está simbióticamente ligada à liberação de calor latente nos processos convectivos: sem essa fonte de energia o sistema decai rapidamente. A evolução do sistema apresenta, tanto nas simulações de Rocha (1992) como em estudos observacionais, como o de Cotton et alli. (1989), a gradual formação de um centro de vorticidade ciclônica em níveis médios e baixos, que é provavelmente responsável pelo formato circular observado. Em altitude, logo acima do CCM aparece divergência com vorticidade anticiclônica. O padrão de vorticidade seria um resultado de um fenômeno do tipo CISK (Instabilidade Condicional de Segundo Tipo) utilizado para explicar a longevidade de ciclones tropicais e resultante do abaixamento da pressão em superfície associado à presença intensiva e extensiva de convecção profunda. Cotton et alli. (1989) argumentam que o tamanho dos CCM de latitudes médias é muito próximo e frequentemente ligeiramente superior ao raio de deformação de Rossby, levando à possibilidade de ser um sistema inercialmente estável e próximo do balanço geostrófico e portanto tempo de vida relativamente mais longo que o das tempestades convectivas que o constituem. A ocorrência dos CCM a sotavento de cadeias de montanhas como os Andes e seu hábito noturno podem ser explicados por uma associação de uma condição sinótica favorável com as circulações locais termicamente induzidas.
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 alli. (1995) mostram 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 alli. (1994) mostraram num estudo o qual englobou 8 verões, que esse escoamento de norte adquire características de jato em baixos níveis (com velocidade superior a 8 m/s e cisalhamento vertical de no mínimo 2 m.s-1 entre 850 e 700 hPa) em aproximadamente 30 % dos dias. Na média dos dias com jato em baixos níveis, a velocidade máxima atinge 13 m.s-1 em 850 hPa. Comparando os dias com jato com aqueles sem jato através da diferença no campo de OLR reproduzida na Figura 4 , Sugahara et alli. (1994) mostram que a convecção é intensa e concentrada nos dias com jato na região onde tipicamente ocorrem os CCM subtropicais. Na região da Amazônia não aparece nenhum sinal de diferença em OLR nos dias com e sem jato. Porém na região da ZCAS a convecção é menos intensa em dias com jato. A classificação dos dias com jato está baseada no conjunto original de dados do ECMWF 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. Os dados de OLR no entanto, 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 alli.(1994) mostram 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 alli. (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 ser de uma correlação negativa, isto é, o jato sobre o Paraguai é intenso nos dias em que a ZCAS está enfraquecida ou ausente na região Sudeste. Esta relação deve ser investigada com mais profundidade.
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 e consequente mistura turbulenta diminuem a intensidade dos ventos. A noite com o desacoplamento do escoamento acima da camada estável noturna, 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. Dapozzo (1995) numa simulação bidimensional das circulações locais forçadas pelos Andes em 12 oS, 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 30oS se distingue daquele usado por Dapozzo (1995) (em 12oS) 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 Dapozzo (1995), porém com intensidade maior. A 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.
Dentre os aspectos que merecem uma atenção especial estão:
- processos de transição de escala (da meso- para a meso-);
- fatores que determinam a trajetória dos CCM;
- relação do jato em baixos níveis com a ZCAS e com a convecção Amazônica.
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Legendas das Figuras
Figura 1. Sequencia de imagens do METEOSAT-3 para o dia 29 de setembro de 1993
Figura 2. Trajetórias de CCM nos verões de 1981-1982 e 1982-1983. De Velasco e Fritsch (1987)
Figura 3. Distribuição geográfica e mensal dos CCM sobre as Américas. De Velasco e Fritsch (1987).
Figura 4. Diferença de OLR em 8 verões entre dias com jato em baixos níveis em 20 o S e 60 o W e dias sem o jato. De Sugahara et alli (1994).