pós-graduação em meteorologia climatologia dinâmica comparação entre os sistemas de monção...

Pós-Graduação em MeteorologiaClimatologia Dinâmica

Comparação entre os Sistemas de Monção das Américas e da Ásia

Aliana Paula dos Reis Maciel Cristiano Prestrelo de Oliveira

Cachueira Paulista - CPTECDezembro - 2006

SUMÁRIO

1. INTRODUÇÃO

2. REVISÃO BIBLIOGRÁFICA2.1 Sistema de Monção da América do Sul

2.2 Sistema de Monção da América do Norte

2.3 Sistema de Monção da Ásia

2.3.1 O Sistema de Monção da Índia

2.3.2 O Sistema de Monção do Leste da Ásia

3. ESTUDOS RECENTES SOBRE O TEMA

4. CONCLUSÕES E DISCUSSÕES

4.1 Conclusões

4.2 Discussões

5. REFERÊNCIAS BIBLIOGRÁFCIAS

1. INTRODUÇÃO

• Região tropical - maiores valores de insolação;

• O deslocamento de um hemisfério para o outro dessa máxima insolação causa mudanças nos regimes de vento e precipitação;

• Trazendo significantes efeitos à vida, econômia e costumes da população;

• Em algumas regiões tropicais, o vento é consistente numa direção durante uma parte do ano, podendo enfraquecer ou soprar em diferentes direções no restante do ano;

• Essa mudança regular e sazonal na direção e velocidade do vento é chamada monção (Ramage, 1971);

• Monção é um sistema que se desenvolve sobre regiões continentais de baixas latitudes em resposta a mudança sazonais no contraste térmico entre o continente e regiões oceânicas adjacentes, são os maiores componentes dos regimes de precipitação do verão continental.

SMAS

SMAN

SMI

SMAU

SMLA

• Neste Trabalho trataremos do seguintes Sistemas de Monções:

•O mais extenso sistema de monção de todos eles que é o Sistema de Monção da Ásia (SMA) que pode ser dividido em Sistema de Monção da Índia (SMI) e o Sistema de Monção do Leste da Ásia (SMLA).

• O Sistema de Monção da América do Norte (SMAN) que afeta o clima de verão do sudoeste dos Estados Unidos da América (EUA) e do México, com a quantidade de chuva nesse período atingindo quase que 80% do total anual (Douglas et al., 1993).

• E por fim o Sistema de Monção da América do sul, que por outro lado, apresenta um sistema de monção que possui diferentes configurações em relação ao tamanho, local e orientação do continente e posição dos oceanos (Veiga, et al., 2002).

1. INTRODUÇÃO

2. REVISÃO BIBLIOGRÁFICA

• O termo “monção” originou-se da palavra arábica mausin que significa estação. É freqüentemente aplicado à reversão sazonal da direção do vento ao longo da costa do oceano Índico, especialmente no mar da Arábia (Webster, 1987).

• Segundo Webster (1987), para definir a extensão geográfica da monção é necessário, primeiramente, ter uma definição do que constitui um clima monçônico.

• Assim, uma definição mais comum abrange características da variação anual de vento e da chuva. Por esse critério, para ser um clima monçônico, o vento deve reverter a direção entre o verão e o inverno, soprando de oceanos frios em direção a continentes quentes durante o verão e de continentes frios em direção a oceanos quentes durante o inverno. A definição usualmente requer que a estação de verão seja muito úmida e a estação de inverno muito seca.


Figura 2: Climatologia do vento de 900hPA (ms-1) para média anual (a), janeiro menos a média anual (b) e julho menos a média anual (c) (modificado de Zhou e Lau, 1997).

• A característica dominante dos grandes sistemas de monção é que o ciclo anual, tem duas fases distintas: a “úmida” e a “seca”. A primeira refere-se à estação chuvosa, durante a qual ventos quentes e úmidos sopram do oceano. A Segunda refere-se à outra metade do ano, quando há reversão dos ventos, os quais trazem ar frio e seco do continente de inverno (Webster et al., 1998).


Figura 3: Climatologia da precipitação média acumulada e fluxos verticais médios climatológicos de umidade para (a) JJA e (b) DJF (modificado de Vera et al. 2004).

SISTEMA DE MONÇÃO DA AMÉRCIA DO SUL (SMAS)

2.1 Sistema de Monção da América do Sul

• Sobre uma grande extensão continental cortada pelo equador incluindo a maior floresta do mundo a Amazônia e o maior deserto no Altiplano desenvolveu-se o Sistema de Monção da América do Sul (SMAS), com os Andes a oeste bloqueando efetivamente as trocas de ar com o oceano Pacífico e, ao mesmo tempo, fazendo com que umidade abundante seja transportada do Atlântico, a qual mantém intensa precipitação sobre o Brasil central.

Figura 4: Representação esquemática do sistema de monção sobre a América do Sul (Vera et al. 2006).


• O SMAS compreende uma estrutura de um anticiclone em altos níveis e uma baixa quente em baixos níveis. Esse sistema caracteriza-se por precipitação intensa sobre o Brasil central e sobre a Bolívia, região essa que, à nordeste, vincula-se a ZCIT do Atlântico.

• O anticiclone em altos níveis associado ao escoamento tipo-monção é a alta da Bolívia, que se estabelece proxímo ao Altiplano. A umidade que alimenta o sistema de monção é proviniente dos ventos Alísios do oceano Atlântico tropical. O transporte de umidade intensifica-se localmente ao longo do leste dos Andes, onde o Jato de Baixos Níveis (JBN) da AS desenvolve-se com ventos mais fortes sobre a Bolívia (Mechoso et al., 2004).

•Grimm et al., (2004) observaram que o JBN exerce um importante papel no transporte de umidade da Amazônia aos subtropicos, produzindo um aumento de chuva nessa região e que os sistemas de baixa pressão em superficie associado a esse mesmo escoamento do tipo-monção desenvolve-se sobre a região do Chaco, na parte central da AS.


Figura 5: Principais características do SMAS. Média Dezembro-Fevereiro (1979-1995) direção do vento em 925hPa e linhas de corrente em 200hPa da reanálise do NCEP/NCAR, e dados de precipitação observados e estimados através do satélite (mm, sombreado). A posição da Alta da Bolívia (A) e os centros de alta pressão de superfície do Atlântico e Pacíficos subtropical é indicado por (H). A linha grossa e tracejada mostra aproximadamente o centro da ZCAS (modificado de V. Kousky, e M. Halpert).

• De acordo com Vera et al., (2005), o ciclo de vida do SMAS inclui uma fase úmida que se inicia na Amazônia equatorial e se propaga rapidamente para leste e sudeste no final de setembro e inicio de outubro, e é seguida por uma estação úmida com chuvas abundantes na bacia Amazônica.

• Na fase madura (final de novembro até o final de fevereiro), a principal atividade convectiva, sobre o Brasil central, esta unida a uma banda de nebulosidade na direção sudeste com precipitação estendendo-se ao sudeste do Brasil e ao oceano Atlântico adjacente. Esta banda de convecção, conhecida como ZCAS, é um aspecto diferencial do SMAS.

• A fase de discipação do SMAS inicia-se aproximadamente em março, quando as áreas de precipitação intensa sobre a Amazônia diminuem e migram gradualmente para noroeste na direção do equador, enquanto a estação chuvosa na costa leste do nordeste do Brasil continua de abril a junho.


A fase úmida começa na Amazônia ocidental e se espalha então para o sul e sudeste Fig. 6a. De SET-OUT.

Durante a fase madura do SMAS, de NOV-FEV, a atividade convectiva principal é centrada sobre o centro-oeste do Brasil. A ZCAS é estabelecido inteiramente e a zona de precipitação estende sobre o Altiplano fig. 6b.

Em MAR, o SMAS enfraquece-se e a área de convecção profunda recua para noroeste, a região central e ocidental tem um recuo mais rápido da convecção associada fig. 6c.

(a) (b)

(c)

Figura 6: Evolução média da ROL 220W/m2 (a) início, (b) madura e (c)) dissipação do SMAS (modificado de V. Kousky).

Figura 7: Composição para as diferentes fases do SMAS. (I) inicial, (II) desenvolvimento, (III) madura, (IV) disipação e (V) pós monção (modificada de Zhou e Lau, 1997).

Fase I Fase II Fase III

Fase IV Fase V

Fase Madura da Monção

Figura 8: Climatologia sazonal média da precipitação (cores), linha de corrente em 200 hPa (linha pretas) fluxo vertical de umidade (setas)

Figura 9: Freqüência temporal da cobertura de nuvens (Temperatura de brilho no infravermelho Tb < 235K) durante o (a) boreal verão e (c) verão austral. As figuras (b) e (d) são iguais as outras duas mais com horários diferentes. O período de análise se estende de 1983-1991.

Figura 10: EOF1, EOF2 e EOF3 para precipitação em DJF sobre a América do Sul, explica 12%, 10,8% e 7,2% do total da variância representada pela EOF. O intervalo de contorno é de 2 unidades não dimensionais. Os contorrnos de zero são omitidos. Os contornos de –1 e 1 são adicionados em (b) (modificado de Nogués-Paegle and Mo 2002).

Nogués-Paegle and Mo (2002) isolaram os modos principais da variabilidade interannual da precipitação no verão (DJF) sobre Ámérica do Sul utilizando Funções Otogonais Empíricas (EOF) das anomalias sazonais da precipitação.

Ele encontraram 3 padrões que estão na figura 7. O modo dominante (EOF1) é associado com ENOS, com anomalias negativas de precipitação durante a fase quente de ENOS no norte da AS, e no sul de 25°S com anomalias positivas.

O modo EOF2 é influenciado pela TSM do Atlântico, com o Atlântico subtropical TSM quente acarreta em anomalias de precipitação positivas na região central-oriental do continente próximo ao equador.

O EOF3 é influenciado pelo Atlântico e Pacífico. Este padrão é similar ao EOF2, mas as anomalias são deslocadas para 10°S e há um centro adicional aproximadamente em 30°S.


• O SMAN contém muitas das característica do SMAS, mas em uma escala menor;

• A precipitação de monção ocorre durante a estação de verão (JJA);

• Possui uma fase inicial distinta e uma fase de dissipação menos distinta;

• A monção é responsável por pelo menos 50% da precipitação sazonal do sul do Arizona e Novo México.

Figura 11: Percentagem anual da chuva que cai na região central da monção Norte Americana (JAS). Os 50% da precipitação estão mostrados na cor verde escuro (modificado de Xie e Arkin 1997).


•Alguns locais no México recebem até 70% de sua precipitação anual associada com o SMAN de julho a setembro (i.e., Douglas et al., 1993);

• Em relação às fontes de umidade do SMAN, é advectada do Pacífico tropical leste/Golfo da Califórnia (Rasmusson, 1967),


•A evolução do padrão da circulaçao atmosférica do SMAN é influenciada pela complexa topografia sobre a região e pelas fontes oceâncias de umidade atmosférica (Ropelewski et al., 2004). Por causa desse complexo relevo, a evolução do SMAN é mais evidente na circulação em 200hPa;

•O escoamento zonal no final de maio e início de junho que precede o início do SMAN evolui para um anticiclone em 200hPa tipo-monçônico, centrado em 15ºN ao sul do México. Este sistema desloca-se para norte e se centraliza próximo à divisão do México e dos Estados Unidos em julho, continua a se fortalecer e domina o padrão da circulação climatológica da costa leste do Pacífico até o Golfo do México em agosto;

• Em setembro, o anticiclone move-se para sul, diminuindo seu tamanho e sinalizando o final de monção. Em outubro, o escoamento médio torna-se essenceialmente zonal sobre a região do SMAN e assim permanecem até o início da próxima estação monçônica.


• A fase de desenvolvimento (maio-junho) é caractrizada por um período de transição do regime de circulação de inverno ao de verão, que é acompanhado por um decréscimo na atividade de transientes de escala sinótica em latitudes médias sobre os Estados Unidos e o norte do México (Higgins et al., 1997). O início da monção no México caracteriza-se por precipitação intensa no sul do país, que se espalha rapidamente para o norte;

• O aumento da precipitação sobre o noroeste do México coincide com o aumento do transporte vertical de umidade por convecção (Douglas et al., 1993) e ventos alísios fluindo do Golfo da Califórnia (Badan-Dangon et al., 1991). Durante a fase madura (julho-agosto), a alta monçônica esta associada com maior divergência em altos níveis, na sua vizinhança e ao sul, e com ventos de leste mais fortes (ou ventos de oeste mais fracos) e com maior precipitação monçônica no México (Douglas et al., 1993);

• Ao norte e a leste da alta monçônica, o escoamento atmosférico é mais divergente nos níveis troposféricos médios superiores e ocorre diminuição da precipitação de junho a julho. A fase de dissipação (setembro-outubro) do SMAN pode ser caracterizado como o contrário da fase inicial, embora as mudanças tendem a acontecer em uma taxa menor. Durante essa fase, a crista sobre o oeste dos Estados Unidos se enfraquece assim como a alta mançônica se retrai na direção sul e a precipitação da monção do México diminui (Higgins et al., 1997).


Figura 12: Uma representação esquemática das maiores características associado com a fase madura do sistema norte-americano de monção. A circulação atmosférica é representada por uma média de 22-anos (1974-95) através de linhas de corrente baseadas nos dados de reanálise do NCEP/NCAR. A figura (a) enfatiza (a monção com a a Alta/Crista nivelada em 200hPa) e o cavado associada. A figura (b) ilustra as características da circulação em um nível mais baixo (850hPa). As áreas cores mais escuras na figura (b) representam áreas montanhosas. JBN denota o Jato de Baixos Níveis, e "B" a posição da baixa quente. (NOAA/NWS/CPC, Washington, C.C..)

Figura 13: A TSM do Pacífico tropical Norte esta relacionada com Transição de sistemas no Pacífico e a sistemas de teleconexões no leste do Pacífico, respectivamente, sobre a América no verão. Os Altos (baixos) índices elevados de Precipitação são caracterizados pelas fases (positivas) negativas dos padrões de TSM. Um cavado (crista) é situada sobre as montanhas rochosas do norte e as grandes planícies centrais. Esta relacção é a mais forte no início da monção no início de e final de julho, quando a teleconecção controla a distribuição em grande escala da umidade no Ocidente dos Estados Unidos (modificado de Castroetal_NAMS_2001).

llllllllllllllllllllllllllllllllllllllllllllllllllll

Figura 14: Sistema de Monção da América do Norte a esquerda e do Sul a direita

Figura 15: Relevo associado aos Sistemas de Monção da América do Norte a esquerda e do Sul a direita.

Figura 16: Comparação do deslocamento dos dois sistemas.

OS SISTEMAS DE MONÇÃO DA ÁSIA:

MONÇÃO DA ÍNDIA E MONÇÃO DO LESTE ASIÁTICO

A Monção da Índia é formada pelas seguintes componentes:

• O cavado monçônico sobre o norte da Índia;

• O sistema anticiclônico Mascarene;

• O jato equatorial de baixos níveis;

• O sistema de pressão da alta Tibetana;

• O jato tropical de leste;

• Nebulosidade monçônica;

• Precipitação.

O SISTEMA DE MONÇÃO DA ÍNDIA

O cavado monçônico difere em sua estrutura dinâmica, para o sul do cavado existem ventos de sudoeste e para o norte prevalecem ventos de leste.

A alta Mascarene está situada à sudeste do oceano Índico. Essa alta torna-se um escoamento de sudeste, conhecido como jato Somálico.

Atinge sua máxima intensidade nos meses de junho a agosto.

Variações na intensidade desse jato são importantes para a determinação de precipitações sobre o oeste da Índia.

A alta Tibetana é um anticiclone de altos níveis.

Está acima do cavado monçônico em superfície.

Em julho a alta Tibetana é bem estabilizada sobre as regiões montanhosas Tibetanas até por volta de setembro, depois do qual, move-se em uma direção sul-sudeste (SSE).

Cobertura de nuvem (processos convectivos de umidade) é uma importante componente da monção Indiana.

Durante as fases ativas: máximos de cobertura de nuvem sobre a costa oeste da Baia de Bengala até a costa norte do Mar da Arábia.

Mínimos de cobertura de nuvens sobre o sopé do Himalaia e sul da Índia e Sri Lanka.

Para fases inativas, há um padrão inverso. Distribuição de chuvas é similar à distribuição de nuvem.

Uma característica é o vórtex ciclônico devido ao aparecimento da instabilidade do cisalhamento horizontal do escoamento monçônico e afluxo de grande quantidade de vapor de água do HS.

Aumentos na intensidade do escoamento monçônico e o desenvolvimento de tempestade sobre o Mar da Arábia estão associados a esse vórtex.

Primeiro o cavado monçônico intensifica-se, seguido de uma intensificação do desenvolvimento de nuvem, da alta Mascarene, da alta Tibetana e do jato tropical de leste.

Essa seqüência de eventos descreve o ciclo evolutivo da atividade ou fase de precipitação pronunciada das monções.

Máxima precipitação sobre a Índia central move-se regularmente para oeste com a depressão monçônica.

Figura 18 – Esquema do sistema de monção da Índia.

O SISTEMA DE MONÇÃO DO LESTE DA ÁSIA

Nos últimos anos torna-se claro que as monções no leste da Ásia não são simplesmente uma extensão para leste das monções Indianas, mas uma componente separada do grande sistema de monções Asiáticas.

Quando a diferença de pressão entre a alta Australiana e a baixa térmica sobre a China aumenta, o escoamento através do Equador intensifica-se.

VERÃO MONÇÔNICO DO LESTE DA ÁSIA

Os escoamentos monçônicos asiáticos de sudeste saem da região ocupada pela alta subtropical do Pacífico oeste.

De julho a agosto a alta do Pacífico oeste move-se rapidamente para norte. Na origem o ar é seco e move-se para oeste, é rapidamente modificado e torna-se instável quando vira para noroeste. O ar quente e úmido de sudeste é advectivo sobre as Filipinas.

O cavado monçônico se estende do Pacífico oeste através da Indochina.

Na maior parte do tempo este cavado permanece separado do cavado monçônico sobre a Baia de Bengala e Índia associado com as monções Indianas.

Esses cavados podem tornar-se conectados, ocasionalmente.

Figura 19 – A monção de verão da Ásia. Ventos (setas) e zonas de convergência (pontos) de junho a setembro, próximos à superfície.

São identificados quatro estágios nos períodos ativos e inativos:

O primeiro é caracterizado por ventos de oeste sobre o sul da China e o norte da Indochina.

Neste período a alta subtropical do Pacífico oeste estendem-se para a região sul do mar da China.

Sobre a Baía de Bengala o cavado monçônico é quase orientado norte-sul com escoamentos de sudoeste para leste do cavado empurrando através da Indochina e ao sul da China.

Sobre a Malásia, tem-se um mínimo de precipitação.

No segundo estágio, os ventos de oeste no sul da China e norte da Indochina enfraquecem-se.

Na Índia, os ventos de oeste na região equatorial aumentam significativamente e empurram em direção ao leste na direção do sul da Indochina.

Nestas regiões os ventos de oeste são trocados por ventos de leste que emanam dos flancos meridionais do anticiclone do Pacífico oeste.

Convergência no sudeste flui sobre o Mar do Sul da China e precipita o desenvolvimento do cavado monçônico.

O estágio três é caracterizado por um forte escoamento de leste no sul da China.

Na Indochina os ventos de oeste da região equatorial dominam e inibe a atividade convectiva no norte da Indochina e no sul da China.

Há um máximo de precipitação na Malásia.

Ao norte do cavado monçônico, há um máximo de ventos de leste e um longo cavado monçônico estende-se da Baía de Bengala até Guam no Pacífico oeste.

No quarto e último estágio o vento de leste que dominava o sul da China nos dez dias anteriores começa a minguar.

Na parte sul do Mar do Sul da China o escoamento através do Equador permanece ativo e há máxima atividade com formação ativa de distúrbios tropicais.

Distúrbios nestes cavados trazem curtos mas intensos períodos de chuva para Malásia, Borneo, Sumatra e as ilhas de Java.

ENOS causa mudanças para os componentes de circulação monçônica, incluindo um deslocamento em direção ao sul da alta australiana; uma extensão em direção ao sudeste da ZCIT no Pacífico central.

Para anos em que o início do ENOS precede o outono e inverno, a posição e a intensidade dos componentes da circulação na primavera e no verão, estão mais próximas do normal ou mais distantes para oeste, produzindo assim precipitação próxima do normal.

O padrão de circulação ciclônica é trocado por um padrão anticiclônico.

Regiões sob influência desta alta pressão experimentam temperaturas muito baixas.

INVERNO MONÇÔNICO DO LESTE DA ÁSIA

O ar move-se para fora do centro anticiclônico sobre a Mongólia e centro da Sibéria.

As duas correntes de ar emergem gradualmente em seus caminhos ao sudoeste, onde eles formam a monção nordeste da Península Malasiana.

Figura 20 – A monção de inverno da Ásia. Ventos (setas) e zonas de convergência (pontos) de dezembro a março.

Em setembro o cavado monçônico do norte do Mar do Sul da China move-se para o sul e estabiliza-se em uma posição quase-estacionária.

Um surto de ar frio de norte do sistema anticiclônico asiático atinge a área da Península Malasiana e interage com as inversões do Pacífico, produzindo precipitação intensa.

A inversão dos ventos de altos níveis de leste para oeste sobre o sul da China ocorre quando o gradiente de temperatura norte-sul atravessa as inversões do continente asiático.

Se comparada à circulação monçônica de verão, a circulação monçônica de inverno é superficial.

Próxima à sua origem a alta anticiclônica fria não atinge grandes altitudes confirmando sua origem térmica.

As secas sobre a América do Norte e na região monçônica da Índia

Em escalas de tempo decadais e interanuais tendem a estar associadas com padrões de anomalia de TSM no Pacífico.

RESULTADOS RECENTES

Ambas as regiões mostram conexões com valores de mesmo sinal em uma ampla área triangular no Pacifico Tropical, e valores de sinal oposto no noroeste e sudoeste do Pacifico.

Fig. 22 (a) – Correlações no Pacifico Tropical são positivas, indicando que condições de seca multidecadais na região de Great Basin estão associadas com anomalias de TSM negativas sobre a maioria do Pacifico Tropical.

Similar a condições associadas com secas sobre o sudoeste dos Estados Unidos em escalas de curto período, como notado anteriormente.

Fig. 22 (b) – Para a região monçônica indiana, correlações sobre o Pacifico Tropical são negativas, indicando que condições de seca estão associadas com anomalias de TSM positivas no Pacifico Tropical.

Há correlações negativas no Pacifico Tropical com correlações de sinais opostos ao noroeste e sudoeste. Isto ilustra a influência do Pacifico em secas multidecadais na região monçônica indiana no modelo e nas observações.

Fig. 22 – Fig. 22 (a) para Great Basin e 22(b) para a região de monção indiana, a figura mostra o mesmo que a Fig.1, mas com resultados de observações feitas de 1901 a 2000.

Conexões do Pacífico Tropical são tão relacionadas para a simulação de variabilidade de ENOS no CCSM3. Notou-se que a amplitude de eventos de El Niño e La Niña é comparável ao observado.

Regime de Monção no Community Climate System Model versão 3 (CCSM3)

A freqüência dominante de ENOS no CCSM3 é na escala de tempo de Oscilação Bienal Troposférica (OBT).

A conexão do Pacífico para a monção da Índia nessas escalas de tempo contribui para o pico OBT relativo na precipitação de monção da Índia em CCSM3.

Anomalias frias de TSMs no sul do Oceano Índico contribuem para uma redução ao sul da ZCIT durante a monção da Ásia do Sul.

Anomalias quentes de TSMs no Atlântico tropical produzem e precipitação maior que o observado sobre o nordeste do Brasil na monção da América do Sul.

Analisando o artigo de Meehl et al. (2006), erros de TSMs sistemáticos estão associados com erros de precipitação regional nos regimes monçônicos da América do Sul, para o modelo CCMS3.

Alguns aspectos das simulações monçônicas, particularmente na Ásia, melhoram no modelo acoplado se comparado as simulações de TSMs forçadas. Teleconexões no Pacífco Tropical são bem simuladas para as monções sul asiáticas.

Lau & Nath selecionaram seis eventos de El Niño e os seis de La Niña e tomaram médias sobre esses eventos chamando-os “warm composites" e “cold composites".

No período de OND, os padrões observados e simulados indicam a presença de uma anomalia de PNM alta sobre o sul da China e os Mares das Filipinas.

Variabilidade Intrasazonal e Interanual de Modulação de ENOS

FIG. 25. A diferença entre “Warm composites” e “cold composites” de PNM (contornos) abaixo de 90% do nível significativo e precipitação (sombreado) anomalias acima de 90% do nível significativo, para o período de OND, utilizando-se (a) dados GCM e (b) reanálises do NCEP-NCAR. Contornos vermelhos indicam anomalias de PNM positiva. Contornos cinzas representam ambas as anomalias de PNM negativas e positivas.

Precipitações abaixo do normal prevalecem nesta zona de alta pressão e ao longo do Pacífico Oeste Equatorial.

Estas anomalias de precipitação são perceptíveis nos modelos e padrões NCEP-NCAR, tão bem como os gráficos apresentados por Lau & Wang (2006) baseados em estimativas observacionais fornecidas pelo Projeto de Climatologia de Precipitação Global (GPCP) para um conjunto menor de eventos de ENOS.

Durante invernos de El Niño, os ventos de nordeste climatológicos sob a Ásia Leste subtropical são enfraquecidos na presença da anomalia Anticiclônica do Mar das Filipinas (PSAC).

O aumento dos escoamentos monçônicos de inverno em episódios de La Niña são coincidentes com perturbações de Variações Intrasazonais (VIS) mais fortes.

Durante o verão boreal de eventos de El Niños típicos uma anomalia ciclônica de baixos níveis é simulada por Lau & Nath (2006) sobre o Pacífico Norte em resposta ao aumento do aquecimento de condensação sobre o Pacífico Central Equatorial.

Amplificação do cavado monçônico de verão sobre o Pacífico Oeste durante o El Niño aumenta os feedbacks ar-mar em escalas de tempo intrasazonais.

•Diferenças: Localização, fontes e sumidouros de calor, origens de massas de ar, intensidade.

•Semelhanças: Ambas se comportam de uma mesma forma em relação à circulação e aos sistemas que as envolvem.

3. COMENTÁRIOS FINAIS

Grimm, A. M. How do La Niña events disturb the summer monsoon system in Brazil? Climate Dynamics, v. 22, n. 2-3, p. 123-138, Mar 2004.

Grimm, A. M.; Vera, C.; Mechoso, C.R. The South American Monsoon System. In: The 3rd International Workshop on Monsoon (IWM-III), Hangzhou, China, p. 111-129, 2-6 Nov 2004.

Lau, K. M.; Li, M. T. The monsoon of East Asia and its global association – A survey. Bulletin of the American Meteorological Society, v. 65, n. 2, p. 114-125, Feb 1984.

Lau, N. C.; Nath, M. J. ENSO Modulation of the Interannual and Intraseasonal Variability of the East Asian Monsoon – A Model Study. Journal of Climate, v. 19, n. 18, p. 4508-4530, Sep 2006.

Mechoso, C.R.; Robertson, A. W.; Ropelewski, C. F. Grimm, A. M. The American Monsoon Systems. In: The 3rd International Workshop on Monsoon (IWM-III), Hangzhou, China, p. 89-98, 2-6 Nov 2004.

McGregor, G. R.; Nieuwolt, S. Tropical Climatology – An Introduction to the Climates of the Low Latitudes, 2 nd edition, p. 119-141, 1998.

Meehl, G. A.; Arblaster, J. M; Lawrence, D. M. Monsoon Regimes in the CCSM3. Journal of Climate, v. 19, n. 11, p. 2482-2495, Jun 2006.

Meehl, G. A.; Hu, A. Megadroughts in the Indian Monsoon Region and Southwest North America a Mechanism for Associated Multidecadal Pacific Sea Surface Temperature Anomalies. Journal of Climate, v. 19, n. 9, p. 1605-1623, May 2006.

Vera, C.; Higgins, W.; Amador, J.; Ambrizzi, T.; Garreaud, R.; Gochis, D.; Lattenmaier, D.D.; Marengo, J.; Mechoso, C.R.; Nogués-Peagles, J.; Silva Dias, P.L.; Zhang, C. A unified view of the American Monsoon Systems. Accepeted in Journal of Climate especial issue for the CLIVAR Science Conference, 2005.

4. REFERÊNCIAS BIBLIOGRÁFICAS

AGRADECEMOS A ATENÇÃO!

pós-graduação em meteorologia climatologia dinâmica comparação entre os sistemas de monção...

Documents