UNIVERSIDADE DE SÃO PAULO INSTITUTO DE ASTRONOMIA, GEOFÍSICA E CIÊNCIAS

ATMOSFÉRICAS. DEPARTAMENTO DE CIÊNCIAS ATMOSFÉRICAS

IEDA PSCHEIDT

Influência de Episódios El Niño e La Niña na Frequência de Eventos Extremos de Precipitação no Sul do Brasil

São Paulo 2006

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IEDA PSCHEIDT

Influência de Episódios El Niño e La Niña na Frequência de Eventos Extremos de Precipitação no Sul do Brasil

Dissertação apresentada ao Instituto de Astronomia, Geofísica e Ciências Atmosféricas da Universidade de São Paulo para obtenção do título de mestre em Meteorologia. Orientadora: Profa. Dra. Alice Marlene Grimm

São Paulo 2006

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Aos meus pais Ivo e Irene.

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Agradecimentos

À Deus, por ter me dado forças para que eu pudesse concluir mais esta etapa.

À minha família por todo o apoio e palavras de incentivo, presentes em todos os

momentos. Por todos os seus esforços durante a minha caminhada.

À orientadora, Profa. Dra. Alice Marlene Grimm, pela orientação e ajuda prestadas no

decorrer deste trabalho. Por sua dedicação e incentivo desde o período da iniciação científica.

Ao professor Pedro L. S. Dias, por não ter poupado esforços na prestação de auxílios

de todas as naturezas, desde o início do meu mestrado.

Aos demais professores do IAG/USP, pelos esclarecimentos prestados sempre que

solicitados, em especial à professora Leila Carvalho e ao pesquisador Charles Jones.

Ao laboratório Master, principalmente ao Airton, pela instalação de programas em

meu computador, tornando possível o desenvolvimento deste trabalho.

Ao laboratório de Meteorologia da UFPR em especial aos técnicos Alexandre R.

Wendling e Carlos E.M. Tavares, pela ajuda prestada.

Aos funcionários do IAG/USP, principalmente à Marisa Maiello pela prestatividade e

amizade no decorrer deste estudo.

Agradeço à CAPES pela concessão da bolsa, de modo a tornar possível a dedicação

exclusiva às atividades do mestrado.

À família Lopez Ferreira, e à família de Mattos, por terem me acolhido todas as vezes

que precisei viajar à Curitiba.

Aos amigos que nunca pouparam esforços em me ajudar, Eliana L. F. de Mattos,

Armando Heilmann e Alan C. Ghedini.

Aos amigos conquistados durante o período do mestrado, Andrea Cardoso, Robinson

Juarez, Rodrigo Braga pela força e amizade, à Fabiana Weykamp pela amizade e por toda a

ajuda, e de maneira especial à Simone E.T. Ferraz pela acolhida na minha chegada à SP, pelos

auxílios durante o mestrado e pela amizade.

Agradeço à Agência Nacional de Águas (ANA), Departamento de Águas e Energia

Elétrica (DAEE), Instituto Ambiental do Paraná (IAP), ao Serviço Meteorológico da

Argentina, ao Serviço Meteorológico do Uruguai e ao Serviço Meteorológico do Paraguai

pelo fornecimento dos dados de precipitação. A National Centers for Environmental

Prediction – National Center for Atmospheric Research (NCEP/NCAR), pela disponibilização

de dados de vários parâmetros meteorológicos, necessários na realização deste trabalho.

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Resumo

O impacto dos episódios El Niño (EN) e La Niña (LN) sobre a frequência de eventos

extremos de chuva nos meses de novembro e julho, no Sul do Brasil, é analisado com grande detalhamento espacial no período de 1950-2000. Condições atmosféricas associadas aos eventos severos em anos EN, LN e neutros são caracterizadas. A modulação da freqüência de eventos extremos por variabilidade decadal/interdecadal também é investigada, assim como os prováveis modos climáticos envolvidos.

Distribuições gamma foram ajustadas a totais acumulados de chuva em 3 dias móveis, que foram substituídos pelos correspondentes percentis. Eventos extremos são aqueles cujos percentis são iguais ou maiores a 85. Pela diferença dos números médios de eventos severos entre anos EN e neutros, e entre anos LN e neutros, obtiveram-se áreas (A, D e E) com variações homogêneas de eventos extremos em anos de episódios. A análise de correlação da chuva mensal (e do número de extremos) nestas regiões com a temperatura da superfície do mar (TSM) mostra que esses parâmetros nas áreas A e D durante o mês de novembro, e na área E, durante o mês de julho, são modulados pela variabilidade da TSM associada principalmente a ENOS. Variabilidade interdecadal também é encontrada, nas áreas D e E.

Através da Análise de Componentes Principais (ACP) em modo T, foram obtidos os padrões mais recorrentes da circulação atmosférica e da precipitação, durante eventos severos. De maneira geral, as condições atmosféricas necessárias para a ocorrência de chuva extrema são semelhantes tanto em anos de episódios quentes e frios, quanto em anos normais. Através das composições de anomalias mensais de diversos parâmetros atmosféricos verificou-se que os anos EN apresentam os aspectos dinâmicos mais favoráveis à ocorrência de chuvas extremas, o que explica o aumento do número desses eventos nesta categoria de anos. Composições de anomalias mensais em anos EN com mais e com menos eventos severos que o normal mostram que as condições favoráveis a chuvas extremas estão intensificadas durante a primeira categoria.

Os números de eventos severos de chuva, após filtragem para retirar freqüências iguais ou maiores que a de ENOS foram submetidos à ACP, que revelou os modos de baixa freqüência. Áreas homogêneas quanto ao aumento/redução de eventos severos sobre o Sul do país, em escala de tempo interdecadal, foram determinadas para o mês de novembro (área F) e também para o mês de julho (área G). Estas regiões apresentam redução de eventos severos no período de 1950 a 1973 e aumento de 1974 a 2000. Composições de anomalias mensais mostram a existência de condições mais favoráveis à ocorrência de chuvas severas durante a segunda fase da variabilidade interdecadal.

A fim de verificar quais são os processos meteorológicos mais relevantes durante a ocorrência de eventos severos sobre o Sul do Brasil, foram analisados três casos de chuvas extremas durante os meses de novembro de anos de EN e LN, com persistência nas áreas A e D, em ambos os episódios, e durante o mês de julho de ano seguinte ao início de episódio EN, com persistência na área E.

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Abstract

The impact of El Niño (EN) and La Niña (LN) episodes on the frequency of extreme precipitation events in November and July, in Southern Brazil, is analyzed with great spatial resolution in the period 1950-2000. Atmospheric conditions associated with extreme events in EN, LN, and neutral years are characterized. The frequency modulation by decadal/interdecadal variability is also investigated, as well as the climatic modes associated with it.

Gamma distributions are fitted to three-day precipitation totals, which are then replaced by the corresponding percentiles. Extreme events are those with percentiles equal or greater than 85. The number of extreme events was computed for each month of each year. Years are classified as EN, LN and normal. The differences between the frequency of extreme events in EN and neutral years and between LN and neutral years define homogeneous regions (A, D, and E) in which the extreme precipitation events undergo significant variation during EN and LN episodes.

Correlation analysis of monthly rainfall (and number of extreme events) in these regions with sea surface temperature shows that these parameters in areas A and D, during November, and in area E, during July are modulated by the variability associated with ENSO. Patterns of interdecadal variability are also present, mainly in the correlation maps for areas D and E.

The Principal Component Analysis in T mode discloses the most recurrent patterns of atmospheric circulation and precipitation during extreme events. Usually the atmospheric conditions necessary for extreme events are similar for the three categories of years. The comparison of monthly anomaly composites for EN and LN episodes with composites of anomalies associated with extreme events in each homogeneous area shows that the anomalies produced by EN episodes have patterns similar to those associated with extreme events in these areas. This explains the significant increase of extreme events in those regions. EN episodes in which the extreme events are reduced do not present the atmospheric conditions associated with the extreme events or they are not significant. On the other hand, the anomalies produced by LN episodes are approximately opposite to those associated with extreme events in area D, which accounts for the significant reduction of extreme events in this area during November of LN events.

After filtering the variability frequencies associated with ENSO or higher, the series of monthly totals of extreme events are submitted to a principal component analysis that discloses the interdecadal modes of variability. Based on the first modes, homogeneous areas with respect to increase/reduction of extreme events in Southern Brazil in interdecadal time scales are determined for November (area F) and July (area G). These regions show reduction of extreme events during 1950-1973 and increase during 1974-2000. Composites of monthly anomaly fields for both periods show that the atmospheric conditions were more favorable to extreme events during the second phase of the interdecadal oscillation.

Three case studies are presented in order to verify the most relevant meteorological processes during extreme precipitation events in Southern Brazil. Two of them occurred during November (EN and LN episodes), and the third one during July of a year after the EN onset.

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Índice

Capítulo 1: Introdução. 10 1.1 Revisão Bibliográfica 10 Capítulo 2: Variações na Frequência de Eventos Extremos 14

2.1 Introdução 14 2.2 Dados Utilizados 14 2.3 Métodos 15

2.3.1 Definição de Eventos Extremos 15 2.3.2 Teste de Hipótese: Diferença entre Duas Médias 17 2.3.3 Distribuição de Freqüências 19

2.4 Resultados e Conclusões 20 2.4.1 Áreas com Variação Significativa na Freqüência de Eventos Extremos 20 2.4.2 Variações nas Distribuições de Freqüências 22

Capítulo 3: Relações Chuva Média-TSM e Freqüência de Eventos Extremos-TSM 27 3.1 Introdução 27 3.2 Metodologia e Dados 29 3.3 Resultados 30

3.3.1 Análise para Novembro 30 3.3.2 Análise para Julho 38

3.4 Conclusões 42

Capítulo 4: Padrões de Circulação e Chuva Recorrentes em Eventos Extremos 44 4.1 Introdução 44 4.2 Metodologia 44 4.2.1 A Técnica da Análise de Componentes Principais 44 4.2.2 Aplicação da Técnica 47 4.3 Resultados 48 4.3.1 Altura Geopotencial 48 4.3.1.1 Análise para Novembro 48 4.3.1.2 Análise para Julho 59 4.3.2 Precipitação 61 4.3.2.1 Análise para Novembro 61 4.3.2.2 Análise para Julho 65 4.4 Conclusões 66 Capítulo 5: Campos Anômalos durante Eventos Extremos e Episódios El Niño

e La Niña 69 5.1 Introdução 69 5.2 Metodologia e Dados 69 5.3 Resultados 71 5.3.1 Análise para Novembro 71 5.3.1.1 Altura Geopotencial 71

8

5.3.1.2 Fluxo de Umidade e sua Divergência 77 5.3.1.3 Advecção de Vorticidade em 500 hPa 80 5.3.1.4 Anomalias de Precipitação 82

5.3.2 Análise para Julho 84 5.3.2.1 Altura Geopotencial 84 5.3.2.2 Fluxo de Umidade e sua Divergência 87

5.3.2.3 Advecção de Vorticidade em 500 hPa 89 5.3.2.4 Anomalias de Precipitação 89

5.3.3 Diferenças inter-episódios El Niño no impacto sobre eventos extremos 91 5.3.3.1 Análise para Novembro 91 5.3.3.2 Análise para Julho 96 5.4 Conclusões 98 Capítulo 6: A Variabilidade Interdecadal dos Eventos Extremos 101 6.1 Introdução 101 6.2 Metodologia e Dados 103 6.3 Resultados 105 6.3.1 Análise para Novembro 105 6.3.1.1 Relação entre Eventos Extremos e TSM em Escala Interdecadal 105 6.3.1.2 Análise de Componentes Principais em Modo S 107

6.3.1.3 Análise de Componentes Principais em Modo T 111 6.3.2 Análise para Julho 113 6.3.2.1 Relação entre Eventos Extremos e TSM em Escala Interdecadal 113 6.3.2.2 Análise de Componentes Principais em Modo S 114

6.3.2.3 Análise de Componentes Principais em Modo T 117 6.4 Conclusões 119 Capítulo 7: Diferenças entre Fases Opostas de Variabilidade Interdecadal 123 7.1 Introdução 123 7.2 Metodologia 123 7.3 Resultados 124 7.3.1 Análise para Novembro 124 7.3.1.1 Áreas com Variação Significativa na Freqüência de Extremos 124 7.3.1.2 Diferenças entre Campos Atmosféricos em Fases Opostas 126 7.3.2 Análise para Julho 129 7.3.2.1 Áreas com Variação Significativa na Freqüência de Extremos 129 7.3.2.2 Diferenças entre Campos Atmosféricos em Fases Opostas 131 7.4 Conclusões 134 Capítulo 8: Estudo de Casos de Precipitação Extrema 138 8.1 Introdução 138 8.2 Metodologia e Dados 138

9

8.3 Resultados 138 8.3.1 Eventos Extremos ocorridos no Mês de Novembro 138 8.3.1.1 Evento Extremo em Novembro de 1963 (EN) 140 8.3.1.2 Evento Extremo em Novembro de 1975 (LN) 144 8.3.2 Evento Extremo ocorrido no Mês de Julho 147 8.4 Conclusões 151 Capítulo 9: Conclusões 153

Sugestões para Trabalhos Futuros 161

Referências Bibliográficas 162

10

CAPÍTULO 1

Introdução

A informação de que episódios El Niño (EN) e La Niña (LN) alteram totais mensais e

sazonais de chuva é importante para algumas aplicações em agricultura e gerenciamento de

recursos hídricos. Além desta informação, é também de grande importância prática o

conhecimento sobre a alteração da freqüência de eventos extremos durante estes episódios,

tendo em vista seu potencial para causar destruição. Eventos extremos afetam populações

urbanas através das enchentes associadas e dos deslizamentos em encostas ocupadas. Nas

áreas agrícolas causam danos às culturas.

A previsão climática que fornece categorias ou médias sazonais de precipitação total,

apesar de útil, contém informação limitada e é, por isto, às vezes sub-utilizada. É cada vez

mais necessário estabelecer um melhor entendimento das conexões entre clima e tempo, tendo

em vista que muitos processos de tomada de decisões na sociedade e muitos dos impactos da

variabilidade climática são ligados aos eventos de tempo, especialmente eventos extremos de

precipitação. Portanto, estudos que contribuam para a avaliação da influência de episódios EN

e LN sobre a freqüência de eventos severos de chuva, além de indicar condições atmosféricas

e oceânicas associadas com eles, tem aplicação prática na previsão climática.

No Sul do Brasil, a primavera, principalmente novembro, é o período de maior

impacto dos eventos EN e LN, e o inverno do ano seguinte ao início do episódio,

principalmente julho, é um período de grandes enchentes em certas áreas desta região, durante

episódios quentes. Melhorar a previsão climática no que diz respeito à frequência de eventos

extremos e às condições atmosféricas favoráveis a estes eventos nesta região durante estas

estações do ano é de primordial importância.

1.1 Revisão Bibliográfica Sob condições normais, na ausência de fenômenos EN e LN, predominam na região

equatorial do globo os ventos de leste que empurram as águas quentes superficiais do Pacífico

equatorial para o oeste formando uma piscina de água quente e aprofundando a termoclina

nesta região. Na parte leste observam-se águas superficiais mais frias devido às circulações

atmosférica e oceânica que forçam as águas de maiores profundidades, e desta maneira mais

frias, a ganharem a superfície. Associado a este gradiente de temperatura leste-oeste existe o

11

gradiente de pressão na superfície que reforça a circulação dos ventos. O favorecimento da

convecção profunda no Pacífico oeste e inibição ao leste faz com que a circulação de Walker

apresente o ramo ascendente da célula a oeste e subsidente ao leste.

O gradiente de pressão leste-oeste associado com a circulação de Walker apresenta

uma variação interanual irregular. Essa mudança na pressão em escala global associada com a

variação no padrão de ventos, temperatura e precipitação, é chamada de Oscilação Sul. Ela é

representada pelo Índice de Oscilação Sul (IOS), obtido através da diferença de anomalias

médias mensais da pressão ao nível do mar, entre as localidades de Tahiti e Darwin. Em

condições normais o IOS encontra-se em torno de zero. Sob condições em que os fenômenos

EN ou LN estão presentes, o índice é alterado.

Os episódios EN são caracterizados pela presença de águas mais quentes no Pacífico

equatorial leste, enfraquecimento dos ventos de leste assim como do gradiente leste-oeste de

temperatura da superfície do mar (TSM), com predominância das anomalias positivas de TSM

no Pacífico leste, abaixamento de pressão com convecção anômala no Pacífico oriental e

aumento de pressão com subsidência anômala no Pacífico oeste, Indonésia e Austrália. Os

valores de IOS são negativos.

Durante a fase de LN, fase oposta ao EN, os ventos equatoriais de leste são mais

intensos do que em condições normais, assim como os gradientes leste-oeste de pressão em

superfície e TSM são reforçados. Os valores de IOS neste caso são positivos.

O forte e complexo acoplamento oceano-atmosfera, El Niño-Oscilação Sul (ENOS),

sobre o Pacífico central, apresenta impactos em todo o globo, constituindo o mais forte sinal

climático, depois do ciclo anual, no oceano e atmosfera (Enfield e Mestas-Nuñez,1999).

ENOS é um fenômeno de escala planetária que manifesta em um extremo de seu ciclo

uma fase quente, o EN, e em outro extremo uma fase fria, a LN. No pico da fase quente de

ENOS (DJF), ocorrem as maiores anomalias da TSM, no Pacifico tropical central. Também

pequenas anomalias positivas são encontradas nos oceanos Índico e Atlântico tropical norte

(Mestas-Nuñez e Enfield, 2001). ENOS causa mudanças na circulação geral da atmosfera,

basicamente enfraquecendo/intensificando e/ou deslocando a circulação atmosférica de larga

escala nos planos meridional e zonal, principalmente aquela relacionada à circulação de

Hadley e Walker (Kidson, 1975; Kousky et al., 1984; Souza e Ambrizzi, 2002).

Há algumas divergências entre autores com relação aos anos em que ocorreram

episódios EN e LN. Grimm (2003, 2004), para definir eventos EN e LN de interesse para o

Sul do Brasil, adotou o procedimento no qual se calculam anomalias de TSM na região Niño-

3 (90°W-150°W, 5°N-5°S) e sua média móvel de cinco meses. Quando esta média móvel for

12

maior (menor) ou igual a 0.5°C (-0.5°C) por seis meses consecutivos, considera-se que o ano

foi EN (LN). Este critério é análogo ao definido por Trenberth (1997). Desta maneira

considerou como anos EN: 1930, 1940, 1941, 1951, 1953, 1957, 1963, 1965, 1969, 1972,

1976, 1982, 1986, 1987, 1991, 1997. Os anos LN são: 1933, 1938, 1942, 1949, 1950, 1954,

1955, 1964, 1967, 1970, 1971, 1973, 1975, 1985, 1988, 1999.

Outros autores como Franco e Pizarro (1985), Ramage (1986) e Karoly (1989) ainda

consideram como ano de EN o de 1977. Segundo Compagnucci e Salles (1997), estas

discrepâncias poderiam ser atribuídas ao comportamento atípico do IOS e o índice de TSM

durante 1976 e 1977.

Kousky et. al. (1984), Ropelewski e Halpert (1987), Ropelewski e Halpert (1989),

Aceituno (1988), Lau e Sheu (1988), Kiladis e Diaz (1989), Rao e Hada (1990) entre outros

autores, verificaram para a América do Sul subtropical aumento (diminuição) na precipitação

durante eventos EN (LN). Precipitação acima do normal em anos de EN foram observados

durante o inverno austral (e.g., Kousky et. al., 1984; Kiladis e Diaz, 1989) e na primavera-

verão (e.g., Ropelewski e Halpert, 1987; Aceituno, 1988). Durante estas estações a presença

do forte jato subtropical sobre a América do Sul (AS) confina os distúrbios baroclínicos ao

setor subtropical.

Grimm et. al. (1998) encontraram forte influência de ENOS no Sul do Brasil,

principalmente na primavera, com anomalias positivas (negativas) de precipitação durante EN

(LN). Grimm et. al. (2000) verificaram que este sinal se estende também para outras regiões

no sudeste da América do Sul (SEAS), que inclui o Sul do Brasil, Argentina, Uruguai e

Paraguai, que é a região extratropical mais afetada pelo EN e LN. Já no inverno do ano

seguinte ao início de EN, anomalias positivas de precipitação aparecem principalmente no Sul

do Brasil. Mason e Goddard (2001) também encontraram forte sinal sobre o Sul do Brasil na

primavera. Souza e Ambrizzi (2002) mostraram que anomalias positivas de precipitação na

primavera do ano (0) de EN no SEAS estão associadas a um ramo ascendente anômalo da

célula de Hadley nas latitudes mais elevadas.

No SEAS os principais processos que causam anomalias de precipitação associadas

com eventos EN e LN são: mudanças no jato subtropical e advecção de vorticidade, mudança

na advecção de umidade do norte, estabelecimento de anomalias barotrópicas sobre e próximo

ao Chile e mudanças na advecção de umidade do Atlântico (Grimm et. al., 2000). Em geral

anomalias chuvosas (secas) resultam do fortalecimento (enfraquecimento) de aspectos da

circulação climática que favorecem (se opõem) à precipitação durante uma dada estação do

ano em regiões específicas (Grimm et, al., 2000).

13

No ano anterior (-) ao evento EN até março do ano do evento (0), há tendência de

precipitação abaixo da média no Sul do Brasil (Grimm et. al., 1998, 2000). Para a primavera

do ano (0) de EN as anomalias chuvosas são altamente consistentes em toda a região. Já as

anomalias chuvosas no inverno do ano seguinte (+) e secas no ano (-) são consistentes exceto

no oeste do PR e SC. A causa destas anomalias consistentes ainda não é clara. Regiões

coerentes para a precipitação em EN e em LN foram identificadas no Sul do Brasil. Esta

regionalização é causada pelos diferentes processos que levam às anomalias no SEAS durante

estes eventos. As regiões de maior coerência na precipitação nos casos de episódio quente e

frio são praticamente as mesmas com pequenas diferenças.

Na primavera (0) de EN, aparece um dipolo ciclone/anticiclone anômalo sobre o

Pacífico e Atlântico, respectivamente, nos subtrópicos, havendo assim fortalecimento do jato

subtropical sobre o SEAS e advecção de vorticidade ciclônica sobre o nordeste da Argentina,

Sul do Brasil e Uruguai, produzindo extremos de chuva nestas regiões (Grimm et. al., 1998).

Este processo atua juntamente com o fortalecimento da advecção de umidade do norte.

No inverno (+) de evento EN uma anomalia ciclônica desloca-se para o Sul do Brasil e

significativa anomalia chuvosa reaparece sobre a região, devido ao crescimento do jato

subtropical e advecção de vorticidade ciclônica na região (Grimm et. al., 2000).

Para anos LN, na primavera (0) o Sul do Brasil, Uruguai e leste da Argentina

apresentam anomalias de sinal oposto ao evento EN.

Em Grimm e Pscheidt (2001) é mostrado que a freqüência de eventos extremos de

chuva no mês de novembro de anos EN, na região Sul, tem sido maior que a de anos neutros,

enquanto que durante LN esta freqüência diminuiu muito.

Neste trabalho estuda-se o impacto dos episódios EN e LN sobre a frequência de

eventos extremos de chuva no Sul do Brasil com maior detalhamento espacial e de forma

mais abrangente que em Grimm e Pscheidt (2001). Novembro e julho são os meses de

interesse, uma vez que a primavera (principalmente novembro) é o período de maior impacto

dos eventos EN e LN e no inverno do ano seguinte ao início do episódio (principalmente

julho) ocorreram grandes enchentes em certas áreas da região Sul, durante eventos EN. São

analisadas as condições atmosféricas associadas aos eventos severos em anos EN, LN e

neutros. A influência da variabilidade com freqüências menores às de ENOS também é

investigada a fim de verificar a possibilidade de modulação da frequência dos eventos

extremos de chuva ainda por outras oscilações climáticas. O estudo de alguns casos de chuva

extrema durante os meses de novembro (0) de EN e LN, e de julho (+) de EN complementa o

trabalho.

14

CAPÍTULO 2

Variações na Freqüência de Eventos Extremos

2.1 Introdução O primeiro passo da análise consiste na verificação do impacto de episódios EN e LN

sobre a freqüência de eventos extremos de precipitação no Sul do Brasil. O estabelecimento

de relações significativas pode tornar mais detalhada e útil a previsão climática na região

durante aqueles episódios.

Gershunov (1998) verificou que os episódios EN e LN alteram significativamente a

freqüência de eventos extremos de chuva nos Estados Unidos. Através de funções densidade

de probabilidade (FDP), da chuva diária no período de inverno, constatou para as regiões da

Costa do Golfo, norte da Califórnia e Grandes Planícies, que há alta freqüência de

precipitação, em todos os intervalos de quantis, durante a fase quente de ENOS, enquanto que

na fase fria a freqüência é reduzida. De maneira geral verificou ainda que o mais forte sinal do

ENOS é encontrado nos maiores quantis de precipitação. A maior separação entre as curvas

da FDP da chuva, em episódios EN, LN e normais ocorre também nos maiores quantis,

principalmente para o norte da Califórnia. Na região de Ohio-Kentucky-Tennessee, no

entanto, verificou diminuição na freqüência de eventos severos no inverno de anos EN.

Schubert et. al. (2005) examinaram o impacto de ENOS sobre os eventos extremos de

precipitação associados à tempestades durante o inverno nos Estados Unidos. Verificaram

através das curvas de distribuição gumbel, que melhor se ajusta a valores extremos, que em

anos de episódio frio a chuva severa ocorre menos freqüentemente do que em anos de

episódio quente.

Em Grimm e Pscheidt (2001) foi mostrado que a freqüência de eventos extremos de

chuva no mês de novembro de anos EN, na região Sul do Brasil como um todo, tem sido

maior que a de anos neutros, enquanto que durante LN esta freqüência diminuiu muito. No

presente capítulo tal análise é estendida e feita com grande detalhamento espacial.

2.2 Dados Utilizados Foram utilizadas 4.036 estações meteorológicas distribuídas pela região Sul do Brasil,

São Paulo e Mato Grosso do Sul além daquelas que se encontram na Argentina, Paraguai e

15

Uruguai, com dados diários de chuva desde 1950 a 2000. Estes dados são provenientes de

vários órgãos, como a Agência Nacional de Águas (ANA), Departamento de Águas e Energia

Elétrica (DAEE), Instituto Ambiental do Paraná (IAP), Serviço Meteorológico da Argentina,

Serviço Meteorológico do Uruguai e Serviço Meteorológico do Paraguai.

2.3 Métodos Os dados diários de precipitação das estações meteorológicas foram interpolados em

uma grade regular de 1° de latitude/longitude. Para cada quadrícula de 1° × 1° foi calculada,

portanto, a média dos dados de todas as estações existentes na área. Em casos de estações com

dados faltantes, estas foram desconsideradas para o cálculo da média espacial. Desta maneira,

para cada mês de novembro e julho do período de 1950-2000, os dados passam a estar

organizados em pontos de grade igualmente espaçados.

Para a análise só foram utilizados os dados dos meses em que pelo menos 90% destes

eram diferentes de faltantes.

2.3.1 Definição de Eventos Extremos Grimm e Pscheidt (2001) consideraram um evento extremo de precipitação aquele em

que o percentil médio de chuva durante quatro dias foi igual ou maior a 80. Carvalho et. al.

(2002) definem um extremo de chuva diário como aquele que produz 20% do total

climatológico sazonal. Já em Liebmann et. al. (2001), um evento extremo de chuva para cada

estação meteorológica, ocorre quando a precipitação diária excede uma certa porcentagem de

sua média sazonal ou anual. A porcentagem limiar é escolhida de forma a assegurar que os

eventos extremos sejam relativamente raros. Cayan et. al. (1999) utilizaram como limite para

a escolha de evento severo o percentil 90 enquanto Gershunov e Barnett (1998) utilizaram o

percentil 75. Muza (2005) usou a técnica dos quantis para obter extremos, assumindo que a

série de dados de pêntadas de precipitação obedece a lei de probabilidades da distribuição

gamma extraindo o valor correspondente ao quartil superior a 75%.

Neste trabalho considerou-se um evento extremo de precipitação aquele em que o

percentil, na distribuição gamma ajustada à série de chuva, foi igual ou maior a 85.

A distribuição gamma é freqüentemente utilizada para representar dados de

precipitação uma vez que não há sentido físico falar em precipitação negativa. Esta

distribuição é definida pela seguinte função densidade de probabilidade:

16

f(x)=)(

)/exp()/( 1

αβββ α

Γ−− xx , com x, α, β >0. (2.1)

Os parâmetros desta distribuição são α, que indica a forma da distribuição, e β, que indica a

escala da distribuição. Γ(α) é a função gamma dada pela integral:

Γ(α)= ∫∞

0

t α–1 e –t dt (2.2)

Uma aproximação razoável dos parâmetros desta distribuição é obtida pelo método da

máxima probabilidade. Determina-se o parâmetro D, dado por:

D = ln(X) – ∑=

n

iix

n 1)ln(1 , (2.3)

que é a diferença entre o logaritmo natural da média amostral e a média dos logaritmos dos

dados. Pela aproximação devida a Thom (1958) obtém-se:

α = D

D

43

411 ++ , (2.4)

β = αX . (2.5)

No presente trabalho, foi calculada a chuva acumulada móvel de 3 dias em cada

quadrícula e o valor total atribuído ao dia central. Em seguida, foram ajustadas distribuições

gamma separadamente aos 51 valores de cada dia de novembro e de julho no período de 1950

a 2000. A precipitação de cada dia foi substituída por seu correspondente percentil desta

distribuição. A chuva acumulada foi calculada nos casos em que existiram pelo menos dois

dias com dados válidos, do contrário a soma foi preenchida com código de dado faltante. O

ajuste da distribuição gamma desconsidera os dados faltantes.

Foram contabilizados os eventos extremos de precipitação (percentis iguais ou

maiores a 85) ocorridos nos meses de novembro e julho separadamente, e feita a classificação

destes em três categorias de anos: EN, LN e neutros. Os anos de episódios quentes e frios

foram os mesmos utilizados por Grimm (2003, 2004), considerando-se que iniciam em agosto

17

do ano (0) e terminam em julho do ano seguinte, ano (+). Para o período de interesse os anos

(0) usados foram:

El Niño: 1951, 1953, 1957, 1963, 1965, 1969, 1972, 1976, 1982, 1986, 1987, 1991 e 1997.

La Nina: 1950, 1954, 1955, 1964, 1967, 1970, 1971, 1973, 1975, 1985, 1988 e 1999.

Foram obtidas as diferenças entre os números médios de eventos severos em anos EN

e em anos normais e também entre anos LN e anos normais, com cálculo da significância

destas diferenças através do teste de hipótese T de Student, descrito no item a seguir. No

cálculo do número médio desses eventos em cada categoria, foram computados os valores

naquelas quadrículas em que existiam dados para pelo menos 9 anos EN de um total de 13 no

período, 8 anos LN de um total de 12 e 18 anos neutros de um total de 26. As quadrículas que

não satisfizeram estes critérios foram preenchidas com dados faltantes.

Foram delimitadas áreas sobre o Sul do Brasil que apresentaram diferenças

significativas.

2.3.2 Teste de Hipótese – Diferença entre Duas Médias Os testes de hipótese ou testes de significância podem ser paramétricos, quando se

assume ou se sabe que uma determinada distribuição teórica é apropriada para representar os

dados e/ou a estatística do teste, e não-paramétricos quando não se assume ou não se conhece

tal distribuição. Testes paramétricos consistem basicamente em fazer inferências acerca dos

parâmetros de uma distribuição particular.

Qualquer teste de hipótese deve respeitar os seguintes procedimentos (Wilks, 1995):

1) Identificar uma estatística para o teste que seja apropriada aos dados que estão sendo

utilizados. A estatística do teste é uma quantidade calculada usando-se os dados, que será

submetida ao teste.

2) Definir a hipótese nula, H0. Geralmente será uma sentença que se queira rejeitar.

3) Definir uma hipótese alternativa, HA . Geralmente é uma negação da H0.

4) Obter a distribuição nula, que é simplesmente a distribuição amostral da estatística do teste,

dado que a hipótese nula é verdadeira.

5) Comparar a estatística observada com a distribuição nula. Se a estatística do teste ‘cair’ em

uma região suficientemente improvável da distribuição nula, H0 é rejeitada; do contrário, é

aceita.

A região suficientemente improvável da distribuição nula é referida como nível de rejeição,

ou simplesmente, nível do teste. Se a probabilidade da estatística do teste (conforme

18

representada pela distribuição nula) for menor ou igual ao nível do teste, H0 é rejeitada. O

nível do teste (ou nível de significância) é escolhido previamente aos cálculos e existe certo

grau de arbitrariedade sobre esse valor específico. Geralmente é escolhido o nível de 5%; no

entanto os valores de 1% e 10% também são utilizados.

Em geral, duas médias amostrais são obtidas através de diferentes dados de uma

mesma população ou processos de geração diferentes. A estatística do teste usual nesta

situação é função da diferença entre as duas médias amostrais a serem comparadas, que

geralmente será diferente de zero. A hipótese nula usual é que a diferença seja zero.

Normalmente assume-se que as distribuições amostrais correspondentes as duas médias

amostrais que estão sendo subtraídas sejam gaussianas. Isso será verdade se os dados que

constituem cada uma das amostras tenham uma distribuição gaussiana, ou se o tamanho da

série é suficientemente grande para valer o teorema do Limite Central. Sob essas condições, a

estatística do teste, dada por:

z = 2/121

2121

][][)(

XXVarXXEXX

−−−− , (2.6)

onde 1X e 2X são as médias amostrais de duas populações, tem distribuição gaussiana padrão

para grandes amostras.

Se a hipótese nula é a igualdade das médias das duas populações, então:

E[ 21 XX − ] = E[ 1X ] - E[ 2X ] = µ1 – µ 2 = 0 . (2.7)

A variância da diferença (ou da soma) de duas quantidades randômicas diferentes é a

soma das variâncias daquelas quantidades. Assim:

Var[ 21 XX − ] = Var[ 1X ] + Var[ 2X ] = 2

22

1

21

ns

ns

+ . (2.8)

Desta maneira, a equação (2.6) pode ser reescrita como:

z =2/1

2

22

1

21

21

)(ns

ns

XX

+

−, (2.9)

19

quando a hipótese nula é a igualdade das duas médias µ1 e µ2.

Este teste de hipótese é utilizado neste trabalho para a avaliação da diferença entre

duas médias. Para cada quadrícula foi obtido o valor da estatística z acima, para a diferença

entre o número médio de eventos extremos ocorridos durante anos EN e anos neutros, assim

como para a diferença entre anos LN e anos neutros, e calculado o nível de confiança.

Somente as diferenças cujos níveis de significância foram iguais ou abaixo de 10% (ou os

níveis de confiança foram iguais ou acima de 90%) foram consideradas significativas.

2.3.3 Distribuição de Freqüências

As variáveis atmosféricas usualmente apresentando uma vasta quantidade de

valores discretos medidos podem ser tratadas como quantidades contínuas quando as amostras

tendem a ser suficientemente grandes. Desta forma podem ser representadas por distribuições

contínuas (Wilks, 1995).

São de interesse para este trabalho as distribuições gamma (já tratada anteriormente) e

gumbel.

A distribuição gumbel é a que melhor representa a probabilidade de ocorrência de

extremos atmosféricos, onde o termo extremo indica tanto valores máximos quanto míninos

de um determinado número de observações. Esta distribuição é tão frequentemente usada para

representar a estatística de extremos que é por vezes chamada de distribuição de valores

extremos, ou conhecida também como a distribuição de Fisher-Tippett do tipo I.

A função densidade de probabilidade desta distribuição é dada por:

f(x)= })(])(exp[exp{1β

ξβ

ξβ

−−

−−−

xx , (2.10)

onde ξ e β são respectivamente os parâmetros de localização e escala, e são definidos como:

β =π

6s , (2.11)

ξ = X – γβ , (2.12)

onde γ= 0.57721 é a constante de Euler, X é a média amostral e s, o desvio padrão.

20

Para cada área relativamente extensa em que ocorreram diferenças significativas entre

números de eventos extremos em anos EN e anos normais ou entre anos LN e anos normais

foram obtidas as séries de chuva média (média espacial) e os eventos extremos em cada

região. Foram tomados os dados de precipitação de todas as quadrículas incluídas nessas áreas

para o cálculo da média espacial, desconsiderando aquelas em que aparecessem valores

faltantes. Para a obtenção dos eventos extremos em cada área foram seguidos os

procedimentos anteriormente detalhados (item 2.3.1). Em cada uma dessas regiões foram

obtidas as distribuições de freqüências da chuva diária e da chuva acumulada, nos eventos

severos, através de histogramas.

2.4 Resultados e Conclusões

2.4.1 Áreas com Variação Significativa na Freqüência de Eventos Extremos

Diferenças entre o número médio de eventos severos em anos EN e anos normais e

também entre anos LN e anos normais, com indicação da significância destas diferenças

através do teste de hipótese T de Student são mostradas nos mapas da figura 2.1, para os

meses de novembro e julho.

Com base nessas diferenças, foram selecionadas áreas homogêneas sob o ponto de

vista de acréscimo ou redução significativa de extremos em anos EN e LN sobre a região Sul

do Brasil.

(a) (b)

21

(c) (d) Figura 2.1: Diferença entre número médio de eventos severos de chuva ocorridos em novembro (0) de anos: (a) EN e neutros e (b) LN e neutros, e em julho (+) de anos: (c) EN e neutros e (d) LN e neutros, do período de 1950 a 2000. As áreas em cinza apresentam nível de confiança igual ou maior a 90%.

Três áreas homogêneas, nas quais há quadrículas vizinhas com aumento significativo

de número de extremos em novembro de EN foram encontradas (A, B, C). Além disso, foi

também delimitada uma área com redução significativa em novembro de LN (D) e outra com

aumento significativo em julho de ano seguinte ao ano de EN (área E) (figura 2.2).

(a) (b) (c) Figura 2.2: Áreas com: (a) aumento significativo de eventos severos de chuva durante novembro (0) de EN, (b) redução significativa de eventos severos para novembro (0) de LN e (c) aumento significativo de eventos severos em julho (+) de EN.

22

2.4.2 Variações nas Distribuições de Freqüências As distribuições de freqüências da chuva diária e da chuva acumulada, em eventos

extremos, obtidas através de histogramas para cada área homogênea, mostram que as curvas

das distribuições gamma e gumbel respectivamente são as que melhor se ajustam a essas

variáveis.

Para as B e C as curvas mostram-se muito semelhantes às encontradas para área D.

Devido a isso e também por D conter B e C e por haver aumento médio de eventos extremos

durante novembro de EN em toda área D, os resultados para as áreas isoladas B e C não serão

enfocados no trabalho. Assim são mostradas para o mês de novembro apenas as análises para

as regiões A e D, que envolvem respectivamente uma área litorânea e outra do interior do Sul

do Brasil. Para o mês de julho as análises são mostradas para a área E (centro-leste do RS).

Para a área A, a curva gamma (figura 2.4 (a)) mostra que os menores valores de chuva

diária ocorrem com maior freqüência durante os anos LN, seguidos dos anos neutros. Já os

anos EN mostram a menor freqüência de ocorrência dos baixos valores da chuva diária. No

entanto durante esta categoria os maiores valores de precipitação ocorrem com mais

freqüência do que em outros anos. Os anos LN por sua vez mostram as mais baixas

freqüências dos altos valores de chuva. Para os eventos extremos, a curva gumbel (figura 2.4

(b)) apresenta os menores valores de chuva acumulada com maior freqüência durante anos

LN, enquanto que os maiores valores acontecem mais freqüentemente em anos EN, seguidos

pelos anos neutros. As curvas obtidas através dos histogramas para esta área são mostradas

pelas figuras 2.3 (a) e (b).

Para eventos extremos de precipitação na região litorânea nota-se que para valores de

chuva acumulada abaixo de aproximadamente 12 mm/3dias a freqüência de ocorrência tende

a zero (figuras 2.3 (b) e 2.4 (b)). Pela FDP, eventos extremos com chuva em torno de 30

mm/3dias possuem a maior freqüência de ocorrência durante anos EN, enquanto que em LN e

neutros os valores mais prováveis de ocorrerem estão em torno de aproximadamente 25 e 28

mm/3dias. Analisando a curva obtida através dos histogramas (figura 2.3 (b)) nota-se que os

picos de cada curva mostram-se levemente deslocados para a esquerda em relação à FDP.

Para a área D, as curvas obtidas pelos histogramas e as FDPs não mostram grandes

diferenças quanto à distribuição de frequências da chuva diária, em relação àquelas

verificadas para a área A (figuras 2.5 (a) e 2.6 (a)).

Para chuva acumulada em extremos, todavia, nota-se que a curva gumbel (figura 2.6

(b)) apresenta as maiores freqüências dos altos valores de chuva em anos EN, seguidos dos

23

anos LN, enquanto os neutros mostram as menores freqüências. Este comportamento não é

verificado na área A, na qual os anos LN possuem as mais baixas freqüências de ocorrência

dos maiores valores da chuva acumulada (figura 2.4 (b)). Os valores mais prováveis da

precipitação acumulada durante extremos encontram-se em torno de 29 mm/3dias para anos

EN e LN, enquanto que para os anos neutros estão em torno de 27 mm/3dias, segundo as

FDPs. Nesta área, embora os anos de episódios quentes e frios mostrem iguais valores mais

prováveis de chuva extrema acumulada, a probabilidade de ocorrência de eventos severos

com valores maiores é reduzida em anos LN e aumentada em anos de EN. Na curva obtida

dos histogramas (figura 2.5 (b)), é notável que a precipitação extrema mais provável em anos

EN encontra-se bem mais deslocada para os menores valores (em torno de 20mm/3dias) do

que mostra a FDP. Para os anos de LN e neutros os picos estão deslocados para a direita,

mostrando maior separação entre eles do que visto nas FDPs (em torno de 35 e 28mm/3dias,

respectivamente) (figuras 2.5 (b) e 2.6 (b)).

Para o mês de julho (figuras 2.7 (a) e 2.8 (a)) as curvas da distribuição de freqüência

da precipitação diária na área E, mostram que também os anos seguintes aos anos de

episódios quentes apresentam as maiores ocorrências de altos valores de chuva e baixas

ocorrências dos mínimos de precipitação. Ainda os anos seguintes aos de LN mostram que

baixos valores de chuva ocorrem mais freqüentemente durante esta categoria.

Para os extremos de precipitação, a curva obtida dos histogramas mostra-se mais

ondulada em comparação com as curvas para o mês de novembro (figura 2.7 (b)). As FDPs

mostram separações entre as categorias de anos tanto para os baixos valores de chuva

acumulada quanto para os altos (figura 2.8 (b)). Isto não se verificava no mês de novembro,

quando as maiores separações entre as curvas (FDPs) ocorriam apenas para os altos valores. O

valor mais provável de precipitação extrema em três dias, pela FDP durante anos EN (+),

encontra-se em torno de 33 mm/3dias enquanto que para LN (+) e anos neutros está em torno

de 29 e 31 mm/3dias, respectivamente. A curva resultante do histograma mostra que em anos

neutros ocorre um pico mais largo neste mês em relação aos encontrados em meses de

novembro.

De maneira geral verifica-se para as três áreas analisadas que os menores valores de

chuva acumulada são mais frequentes em anos LN enquanto que os maiores são mais

freqüentes em anos EN, em relação aos anos normais. Os valores mais freqüentes de

precipitação durante eventos extremos em novembro tendem a ser maiores em anos EN do

que em anos neutros na área A, assim como é mais freqüente a ocorrência de eventos

extremos com grandes valores de precipitação, enquanto nos anos LN ocorre o contrário. Já

24

na área D, o valor mais provável de precipitação extrema parece ser semelhante (embora o

histograma observado indique valor maior para anos LN). Contudo, é claro que os eventos

extremos com valores muito altos de chuva são bem mais freqüentes durante anos EN. Os

valores mais prováveis de precipitação durante eventos extremos em julho são maiores que os

de novembro, o que é coerente com o fato de que o inverno é a estação mais chuvosa na maior

parte do Rio Grande do Sul. Em julho (+) de anos EN é maior o valor que em anos normais,

aumentando também muito a freqüência de eventos extremos com chuvas muito fortes se

comparada a novembro (0). Isto é consistente com a ocorrência de grandes cheias no inverno

(+) de anos EN, como tem sido observado.

0

0,1

0,2

0,3

0,4

0,5

0 2 4 6 8 10 12 14 16 18 20chuva (mm/dia)

freq

uênc

ia

neutro

nina

nino

(a)

0

0,05

0,1

0,15

0,2

0,25

0,3

0,35

0,4

0 10 20 30 40 50 60 70 80chuva acumulada (mm/3dias)

freq

uênc

ia

neutroninanino

(b) Figura 2.3: Curva observada da distribuição de freqüências (a) da chuva diária e (b) da chuva acumulada, em extremos de precipitação, na área A durante os meses de novembro de anos neutros, LN e EN do período 1950 a 2000.

0

0,1

0,2

0,3

0,4

0,5

0,6

0 2 4 6 8 10 12 14 16 18 20chuva (mm/dia)

freq

uênc

ia

neutro

nina

nino

(a)

0

0,05

0,1

0,15

0,2

0,25

0,3

0,35

0,4

0 10 20 30 40 50 60 70 80chuva acumulada (mm/3dias)

freq

uênc

ia

neutroninanino

(b) Figura 2.4: Função densidade de probabilidade (a) da chuva diária e (b) da chuva acumulada, em extremos de precipitação, na área A durante os meses de novembro de anos neutros, LN e EN do período 1950 a 2000.

25

Tabela 2.1: Parâmetros das distribuições Gamma e Gumbel para a área A, nas três categorias de anos. GAMMA GAMMA GUMBEL GUMBEL NINO α =0,71 β =7,65 ξ =3,36 β =0,29 NINA α =0,65 β =5,37 ξ =3,23 β =0,26 NEUTRO α =0,72 β =5,86 ξ =3,30 β =0,25

0

0,1

0,2

0,3

0,4

0,5

0,6

0 2 4 6 8 10 12 14 16 18 20chuva (mm/dia)

freq

uênc

ia

neutro

nina

nino

(a)

0

0,05

0,1

0,15

0,2

0,25

0,3

0,35

0,4

0,45

0 10 20 30 40 50 60 70 80chuva acumulada (mm/3dias)

freq

uênc

ia

neutroninanino

(b)

Figura 2.5: Curva observada da distribuição de freqüências (a) da chuva diária e (b) da chuva acumulada, em extremos de precipitação, na área D durante os meses de novembro de anos neutros, LN e EN do período 1950 a 2000.

0

0,1

0,2

0,3

0,4

0,5

0,6

0,7

0 2 4 6 8 10 12 14 16 18 20chuva (mm/dia)

freq

uênc

ia

neutro

nina

nino

(a)

0

0,05

0,1

0,15

0,2

0,25

0,3

0,35

0,4

0 10 20 30 40 50 60 70 80chuva acumulada (mm/3dias)

freq

uênc

ia

neutroninanino

(b) Figura 2.6: Função densidade de probabilidade (a) da chuva diária e (b) da chuva acumulada, em extremos de precipitação, na área D durante os meses de novembro de anos neutros, LN e EN do período 1950 a 2000. Tabela 2.2: Parâmetros das distribuições Gamma e Gumbel para a área D, nas três categorias de anos.

GAMMA GAMMA GUMBEL GUMBEL NINO α =0,72 β =8,00 ξ =3,36 β =0,31 NINA α =0,64 β =4,26 ξ =3,33 β =0,27 NEUTRO α =0,69 β =6,25 ξ =3,30 β =0,26

26

0

0,1

0,2

0,3

0,4

0,5

0,6

0 2 4 6 8 10 12 14 16 18 20chuva (mm/dia)

freq

uênc

ia

nino (+)

nina (+)

neutro (+)

(a)

0

0,05

0,1

0,15

0,2

0,25

0,3

0,35

0 10 20 30 40 50 60 70 80chuva acumulada (mm/3dias)

freq

uênc

ia

nino (+)

nina (+)

neutro (+)

(b)

Figura 2.7: Curva observada da distribuição de freqüências (a) da chuva diária e (b) da chuva acumulada, em extremos de precipitação, na área E durante os meses de julho de anos seguintes aos anos neutros, LN e EN do período 1950 a 2000.

0

0,1

0,2

0,3

0,4

0,5

0,6

0 2 4 6 8 10 12 14 16 18 20chuva (mm/dia)

freq

uênc

ia

nino (+)

nina (+)

neutro (+)

(a)

0

0,05

0,1

0,15

0,2

0,25

0,3

0,35

0,4

0 10 20 30 40 50 60 70 80chuva acumulada (mm/3dias)

freq

uênc

ianino (+)nina (+)neutro (+)

(b)

Figura 2.8: Função densidade de probabilidade (a) da chuva diária e (b) da chuva acumulada, em extremos de precipitação, na área E durante os meses de julho de anos seguintes aos anos neutros, LN e EN do período 1950 a 2000.

Tabela 2.3: Parâmetros das distribuições Gamma e Gumbel para a área E, nas três categorias de anos. GAMMA GAMMA GUMBEL GUMBEL

NINO α =0,56 β =13,1 ξ =3,54 β =0,30 NINA α =0,53 β =8,44 ξ =3,43 β =0,31 NEUTRO α =0,58 β =8,81 ξ =3,49 β =0,30

27

CAPÍTULO 3

Relações

Chuva Média-TSM e

Freqüência de Eventos Extremos-TSM

3.1 Introdução

Neste capítulo pretende-se verificar como a variabilidade da chuva média mensal e do

número mensal de eventos extremos nas áreas homogêneas, determinadas no capítulo

anterior, está associada à variabilidade da TSM global durante os meses de novembro e julho

do período 1950-2000. Deseja-se determinar as áreas oceânicas nas quais há coeficientes de

correlação significativos entre a TSM e os parâmetros mencionados, e verificar se há

diferenças entre prováveis forçantes de variações de chuvas mensais e prováveis forçantes de

variações na freqüência de ocorrência de eventos extremos. Além disso, analisam-se em quais

regiões diferenças de TSM entre distintos episódios ENOS são mais importantes para

determinar diferentes impactos destes episódios sobre a chuva e o número de eventos

extremos nas áreas homogêneas.

Barros e Silvestri (2002) estudaram a variabilidade interanual conjunta da TSM e da

chuva no SEAS, durante a primavera austral, no período de 1952 a 1990, usando análise de

correlação canônica (ACC). O primeiro modo mostrou correlações significativas com a chuva

no Sul do Brasil, nordeste da Argentina e leste do Paraguai, enquanto a TSM mostrou áreas

significativas de correlações no Pacífico, Atlântico sul e norte e regiões do Índico. O sinal da

correlação na região Niño-3 indica anomalias positivas (negativas) de TSM concomitantes

com anomalias positivas (negativas) de chuva no Sul do Brasil, enquanto anomalias opostas

ocorrem no Pacífico subtropical, nos dois hemisférios. Portanto, temperaturas mais baixas no

Pacífico subtropical estão associadas a chuvas mais fortes no Sul do Brasil.

O segundo modo de variabilidade conjunta apresenta as máximas correlações

significativas com a precipitação sobre o Uruguai, leste da Argentina e oeste do Sul brasileiro.

As áreas de correlação significativa com a TSM coincidem em grande parte com aquelas

encontradas no primeiro modo. No entanto, sobre o oceano Pacífico as correlações mostraram

valores maiores na região do Niño-3.4. Este modo está de acordo com o primeiro modo da

28

TSM global encontrado em Preisendorfer (1988). No oceano Pacífico, há ainda dois centros

nos subtrópicos (e latitudes médias), em ambos os hemisférios, com sinal oposto ao da região

equatorial. Esses centros são associados em parte à variabilidade interanual e em parte à

interdecadal, indicando que variações da TSM na região do Pacífico subtropical central sul

tendem a estar associadas à variações de sinal oposto da TSM equatorial.

Quando Barros e Silvestri (2002) consideraram apenas episódios EN e/ou LN, ou seja,

analisaram variações inter-episódios, não verificam correlações significativas entre a TSM das

regiões Niño-3 ou Niño-3.4 e a chuva sobre grande parte do SEAS durante esses episódios.

Concluíram, então, que as variações da TSM naquelas regiões oceânicas não modulam a

chuva entre eventos. No entanto, observaram que o Pacífico subtropical central sul e Atlântico

tropical norte são as únicas regiões oceânicas cujas temperaturas da superfície do mar

modulam a chuva entre um evento EN e outro.

Diaz et. al. (1998) utilizaram a ACC a fim de analisarem relações entre anomalias de

chuva na região do Rio Grande do Sul e Uruguai (RSUR) e TSM dos oceanos Pacífico,

Atlântico e ambos simultaneamente. Investigando as relações com o oceano Pacífico durante

outubro-dezembro, verificaram, no primeiro modo, que anomalias positivas (negativas) de

chuva na parte norte e sudoeste de RSUR ocorrem simultaneamente com anomalias positivas

(negativas) de TSM no Pacífico equatorial nordeste e anomalias negativas (positivas) de TSM

no Pacífico tropical sudeste e sudoeste. No segundo modo, anomalias positivas (negativas) de

chuva em quase todo RSUR apareceram associadas a anomalias de TSM positivas (negativas)

no Pacífico tropical central-leste e de sinal oposto no Pacífico subtropical sul e equatorial

oeste, um padrão semelhante ao de anos ENOS. Considerando as relações com a TSM do

Atlântico, encontraram anomalias positivas (negativas) de chuva em quase todo RSUR

(exceto na parte sul do Uruguai) associadas com anomalias positivas (negativas) de TSM na

Zona de Convergência do Atlântico Sul (ZCAS), Atlântico tropical sudeste, junto à África, e

no Atlântico tropical noroeste, ao norte da América do Sul. Por fim, analisando as relações

com ambos os oceanos, observaram anomalias positivas (negativas) de chuva no Rio Grande

do Sul e sudoeste do Uruguai simultâneas às anomalias negativas (positivas) de TSM na Zona

de Convergência do Pacífico Sul (ZCPS) e anomalias positivas (negativas) de TSM no

Pacífico equatorial e norte, assim como no Atlântico subtropical sudoeste e Atlântico tropical

noroeste.

Liebmann et. al. (2001) encontraram conexões entre eventos extremos de precipitação,

para o período outubro-março no Estado de São Paulo, e a TSM do Pacífico equatorial leste

(associada ao epísódio ENOS) e do Índico oeste. A correlação entre eles é mais forte do que

29

verificaram entre a chuva sazonal média e a TSM. Quando somaram os eventos severos

ocorridos em todo o Estado de São Paulo, o mais forte sinal da TSM encontrado no Pacífico

estava associado às estações do leste do Estado, pois quando as correlações efetuadas

utilizaram somente estas estações, os resultados foram similares aos anteriores. Para o período

novembro-fevereiro os extremos de chuva determinados na parte leste do Estado

apresentaram correlações com a TSM do Atlântico sul, todavia, quando correlacionados com

a TSM que precede um período de 4 meses, os eventos mostraram-se fortemente associados à

TSM do Pacífico leste com um fraco precursor no Atlântico.

3.2 Metodologia e Dados

A relação entre a chuva mensal nas áreas homogêneas selecionadas e a TSM global,

assim como entre o número de eventos extremos e a TSM foi avaliada através do cálculo dos

coeficientes de correlação entre as séries destes parâmetros.

O coeficiente de correlação r é geralmente utilizado em situações em que se deseja

verificar a associação entre duas variáveis. Este coeficiente é dado pela razão entre a

covariância de duas variáveis e o produto de dois desvios-padrões:

rxy=( )

yx ssyx,cov . (3.1)

O coeficiente de correlação varia de –1 a +1, i.e., -1 ≤ rxy ≤ +1. Desta maneira, se rxy=-

1 indica uma perfeita associação linear negativa entre as duas variáveis. Se rxy=+1 existe uma

perfeita associação linear positiva entre ambas. No entanto, quando ela se iguala a zero,

inexiste qualquer tipo de associação entre as mesmas.

O cálculo do coeficiente de correlação r foi efetuado entre a série das chuvas médias

mensais em cada uma das áreas, A, B, C, D e E, e as séries de TSMs mensais em áreas de

1°×1°, obtidas do conjunto HadISST1 de dados observados reconstruídos de TSM global

(Rayner et al. 2003), para os meses de novembro e julho (separadamente) de 1950 a 2000,

com cálculo do nível de significância. O mesmo procedimento foi executado com a série de

números de eventos extremos e a TSM global.

Além disso, foram calculados coeficientes de correlação entre as séries mencionadas

utilizando-se somente dados de anos EN e posteriormente somente dados de anos LN, com

cálculo da significância.

30

A significância estatística do coeficiente de correlação foi obtida utilizando-se o teste

de hipótese T de Student e foram consideradas correlações significativas aquelas diferentes de

zero com nível de confiança igual ou maior a 95%.

Os N pares de valores (X,Y) de duas variáveis podem ser pensados como amostras de

uma população de todos os pares possíveis. Uma vez que duas variáveis são envolvidas tem-

se uma população bivariada, a qual supõe-se possuir uma distribuição bivariada normal. Pode-

se pensar em uma população teórica de coeficientes de correlação, denotados por ρ, cujas

estimativas são os coeficientes de correlação r. Testes de significância ou hipótese com

respeito aos vários valores de ρ requerem o conhecimento das distribuições amostrais de r.

Para ρ = 0 esta distribuição é simétrica, e a estatística envolvendo a distribuição de Student

pode ser usada. Para ρ ≠ 0, a distribuição é alongada. Nestes casos, uma transformação

desenvolvida por Fisher produz uma estatística que é quase normalmente distribuída.

Considerando-se a hipótese nula ρ = 0, usa-se a estatística de Student:

21

2

r

N=t−

− , (3.2)

que tem distribuição de Student, com N-2 graus de liberdade.

3.3 Resultados

3.3.1 Análise para Novembro Os padrões mostrados pelos coeficientes de correlação linear entre a chuva média

mensal (e número de eventos severos) e TSM global mensal do período 1950-2000 para as

áreas B e C mostram campos muito semelhantes aos encontrados para a área D, que engloba

as duas primeiras. Portanto serão enfatizados para o mês de novembro os resultados obtidos

para as áreas A e D.

Nos campos apresentados, os valores positivos de correlação indicam que o aumento

(diminuição) de chuva ou número de eventos severos esteve associado ao aumento (redução)

da TSM nas regiões oceânicas onde os valores foram significativos. Já quando os coeficientes

mostram-se negativos, a relação contrária é verificada.

A chuva média na área A, que compreende a região litorânea do Sul do Brasil (figura

2.2 (a)), apresenta correlação positiva significativa com TSM no Pacífico tropical central-

31

leste, assim como no Índico, Pacífico sul extratropical e Atlântico sul subtropical. Correlação

negativa ocorre no Pacífico sul subtropical e Pacífico equatorial oeste, como também no

Atlântico norte (figura 3.1 (a)). As áreas de correlação significativa entre o número de eventos

extremos e TSM mostram-se bastante semelhantes, exceto no Atlântico sul subtropical, onde

a área apresenta-se bem menor, além da correlação negativa significativa que aparece no

Pacífico norte (figura 3.1 (b)). É ainda notável que durante eventos extremos os maiores

valores de correlação positiva no Pacífico equatorial se encontram mais estendidos para o

leste do que nos casos de chuva média.

As regiões oceânicas cuja TSM tem correlação significativa com a chuva média na

área D, interior da região Sul (figura 2.2 (b)), englobam as regiões com correlação

significativa com a chuva média na área A, mas são mais extensas e as correlações são

geralmente mais fortes. No Pacífico leste, elas se estendem até os subtrópicos, na costa oeste

da América do Norte e na costa oeste da América do Sul (figura 3.2 (a)). Esta extensão pode

estar relacionada à influência do modo Interdecadal do Pacífico (Enfield e Mestas-Nuñez,

1999). Também são mais extensas as regiões de correlação significativa no Atlântico sul

subtropical e Atlântico norte extratropical. Esses padrões concordam, em certos aspectos

importantes, com alguns encontrados em Diaz et. al. (1998) para os períodos outubro-

dezembro e novembro-fevereiro. Vale lembrar que naquele estudo a área analisada englobava

o Rio Grande do Sul e Uruguai e que o período analisado era diferente. As áreas de correlação

significativa entre o número de eventos extremos na área D e TSM mostram-se muito

semelhantes às áreas com correlação significativa com chuva média (figura 3.2 (b)). As

conexões de anomalias de TSM com o número de eventos extremos que ocorrem na região D

são mais fortes que aquelas com os eventos extremos que ocorrem na região A,

principalmente nos subtrópicos do Pacífico leste, no Pacífico central equatorial e

extratropical, no Índico e no Atlântico sul subtropical (figuras 3.1 (b) e 3.2 (b)).

Quando se calculam os coeficientes de correlação usando apenas os dados de anos EN

ou somente os dados de anos LN, as áreas significativas sobre os oceanos são notavelmente

reduzidas. Isto ocorre porque então ficam realçadas apenas as regiões nas quais diferenças de

TSM entre distintos episódios ENOS são mais importantes para determinar diferentes

impactos destes episódios sobre a chuva e o número de eventos extremos nas regiões

homogêneas.

Para a área A, os coeficientes de correlação entre a TSM e a chuva mensal mostram

valores positivos significativos nos extratrópicos do Pacífico noroeste e sudeste, assim como

32

no Pacifico tropical sudeste e alguns núcleos sobre o Índico. Alguns núcleos de coeficientes

negativos significativos são encontrados nos subtrópicos do Pacífico sul e Atlântico sul, além

do Atlântico tropical noroeste (figura 3.3 (a)). Portanto, a variação inter-episódios EN da

TSM em alguma (ou várias) destas regiões pode ser responsável por maiores (ou menores)

chuvas mensais em novembro (0) desses episódios. Uma possível causa pode ser a maior

TSM no Pacífico tropical sudeste e menor TSM logo ao sul: o maior gradiente de TSM pode

fortalecer o jato subtropical sobre o Sul do Brasil.

(a)

(b) Figura 3.1: Correlação (a) da chuva média mensal e (b) do número de eventos severos na área homogênea A, com a TSM global mensal de novembro, de 1950 a 2000. As áreas sombreadas mostram as correlações significativas, com nível de confiança igual ou maior que 95%.

33

Quanto ao número de eventos severos de precipitação na área A, a correlação com a TSM

continua significativa nos extratrópicos do Pacífico, mas aparecem também coeficientes

positivos significativos no Pacífico equatorial leste, além do Pacífico tropical sudeste. Há

redução das regiões com correlações significativas sobre o Atlântico norte, Índico e

subtrópicos do Pacífico sul (figura 3.3 (b)). Isto mostra a importância de fortes anomalias de

TSM no Pacífico leste para que haja mais eventos extremos na área A durante episódios EN.

(a)

(b) Figura 3.2: Correlação (a) da chuva média mensal e (b) do número de eventos severos na área homogênea D, com a TSM global mensal de novembro, de 1950 a 2000. As áreas sombreadas mostram as correlações significativas, com nível de confiança igual ou maior que 95%.

34

Para a área D, os coeficientes de correlação significativos entre a TSM e a chuva

mensal (figura 3.4 (a)) diferem daqueles para a área A (figura 3.3 (a)) pelo aparecimento de

correlações positivas sobre o Pacífico equatorial leste e diminuição das correlações negativas

no Atlântico equatorial noroeste e nos extratrópicos do oceano Pacífico. O aumento do

número de eventos extremos na área D durante episódios EN está ainda mais fortemente

associado do que na área A às anomalias de TSM no Pacífico leste e ao aumento do gradiente

de TSM nas latitudes subtropicais, em 30°–20°S e 90°W, o que intensifica o jato sobre os

subtrópicos da AS (figuras 3.4 (b) e 3.3 (b)).

Os coeficientes de correlação obtidos para os anos LN mostram que a variação da

chuva mensal na área A entre um episódio e outro esteve associado principalmente à variação

da TSM na costa sudoeste da Austrália e no Atlântico sudoeste, simultaneamente à variação

oposta da TSM no Pacífico subtropical sul (figura 3.5 (a)). A variação da quantidade de

eventos extremos durante episódios LN também depende da TSM nessas regiões, mas a

correlação aumenta no Atlântico sudoeste, onde TSM mais alta junto da costa do SEAS

parece aumentar a probabilidade de ocorrência de eventos extremos na área A (figura 3.5 (b)).

Para a área D, a chuva média durante episódios LN é modulada principalmente pelas

anomalias de TSM no Pacífico subtropical sul, havendo ainda correlação positiva na costa

sudoeste da Austrália, no Pacífico central norte e no Atlântico norte (figura 3.6 (a)). As

correlações com o número de eventos extremos diferem principalmente pelo aumento ao

sudoeste da Austrália e desaparecimento da correlação negativa no Pacífico subtropical sul,

além do aparecimento de correlações positivas no Pacífico oeste (figura 3.6 (b)).

35

(a)

(b) Figura 3.3: Correlação (a) da chuva média mensal e (b) do número de eventos severos na área homogênea A, com a TSM global mensal de novembro de anos EN. As áreas sombreadas mostram as correlações significativas, com nível de confiança igual ou maior que 95%.

36

(a)

(b) Figura 3.4: Correlação (a) da chuva média mensal e (b) do número de eventos severos na área homogênea D, com a TSM global mensal de novembro de anos EN. As áreas sombreadas mostram as correlações significativas, com nível de confiança igual ou maior que 95%.

37

(a)

(b) Figura 3.5: Correlação (a) da chuva média mensal e (b) do número de eventos severos na área homogênea A, com a TSM global mensal de novembro de anos LN. As áreas sombreadas mostram as correlações significativas, com nível de confiança igual ou maior que 95%.

38

(a)

(b) Figura 3.6: Correlação (a) da chuva média mensal e (b) do número de eventos severos na área homogênea D, com a TSM global mensal de novembro de anos LN. As áreas sombreadas mostram as correlações significativas, com nível de confiança igual ou maior que 95%.

3.3.2 Análise para Julho A análise da correlação entre a chuva média na região homogênea E (figura 2.2 (c)) e

TSM em julho mostra padrões não tão característicos de episódios ENOS quanto os obtidos

para as outras áreas em novembro, tendo em vista que as correlações no Pacífico leste

equatorial são insignificantes. Valores significativos positivos aparecem no Pacífico central-

leste tropical, ao sul do equador, e com sinal contrário nos extratrópicos do Pacífico norte e

39

sul. Há também correlações significativas no Índico, Atlântico e Pacífico Sul (figura 3.7 (a)).

As correlações entre a TSM e o número de extremos mostram padrões similares, mas

geralmente mais extensos e mais fortes. No Pacífico central-leste tropical correlações

significativas aparecem também ao norte do equador e, ao sul deste estendem-se para leste,

junto à costa oeste da AS, demonstrando a importância das anomalias nesta área para a

produção de eventos extremos. (figura 3.7 (b)). Os padrões mostrados pelas figuras 3.7 (a) e

(b) aproximam-se daqueles que representam a variabilidade interdecadal no Pacífico e

multidecadal no Atlântico, como mostrados no trabalho de Enfield e Mestas-Nuñez (1999).

(a)

(b) Figura 3.7: Correlação (a) da chuva média mensal e (b) do número de eventos severos na área homogênea E, com a TSM global mensal de julho, de 1950 a 2000. As áreas sombreadas mostram as correlações significativas, com nível de confiança igual ou maior que 95%.

40

Na área E, portanto, durante o mês de julho o aumento/redução de chuva, assim como de

eventos extremos, pode estar também associado à variabilidade interdecadal.

A variabilidade da chuva média nesta área em julho (+) de episódios EN depende

principalmente das variações da TSM no Pacífico leste tropical (figura 3.8 (a)). Esta

dependência é maior se considerarmos a frequência de eventos extremos e, neste caso, a

influência da variação da TSM no Pacífico subtropical sul e no Pacífico norte também aparece

claramente (figura 3.8 (b)). Esta figura mostra a relação entre anomalias quentes de TSM

junto à costa da AS e chuvas intensas no Sul quando episódios EN se estendem até o inverno

(a)

(b) Figura 3.8: Correlação (a) da chuva média mensal e (b) do número de eventos severos na área homogênea E, com a TSM global mensal de julho (+) de anos EN. As áreas sombreadas mostram as correlações significativas, com nível de confiança igual ou maior que 95%.

41

dos anos seguintes. Durante eventos LN geralmente não há impacto significativo sobre chuva

ou freqüência de eventos extremos em julho (+).A maior fonte de variações da chuva média e,

principalmente, da freqüência de eventos extremos, parece estar no oceano Índico (figuras 3.9

(a) e (b)).

(a)

(b) Figura 3.9: Correlação (a) da chuva média mensal e (b) do número de eventos severos na área homogênea E, com a TSM global mensal de julho (+) de anos LN. As áreas sombreadas mostram as correlações significativas, com nível de confiança igual ou maior que 95%.

42

3.4 Conclusões A variabilidade da chuva mensal assim como da quantidade de eventos extremos de

precipitação que ocorrem nas áreas A e D, correspondentes às regiões no litoral e interior do

Sul do Brasil, respectivamente, durante o mês de novembro, mostra-se modulada pela

variabilidade da TSM associada principalmente à ENOS. Resultado semelhante foi

encontrado através do segundo modo de Correlação Canônica entre a chuva sazonal e TSM

durante a primavera austral, no trabalho de Barros e Silvestri (2002). Encontraram correlação

significativa entre a chuva da região que engloba principalmente o nordeste da Argentina e

oeste da região Sul brasileira e TSM nas regiões afetadas for ENOS. A área D, que

compreende a parte da região Sul analisada no trabalho acima citado, mostra correlação linear

significativa entre a chuva e a TSM, em áreas tão abrangentes quanto as mostradas pela ACC

daqueles autores. Já para a área litorânea essas regiões mostram-se um tanto reduzidas. Os campos de coeficientes de correlação indicam que aumento da chuva (e/ou do

número de extremos) nas áreas homogêneas está geralmente associado ao aumento da TSM

no Pacífico tropical leste, Pacífico sul extratropical, oceano Índico e em pequenas regiões do

Atlântico e associado à redução da TSM no Pacífico subtropical sul e tropical oeste, além de

reduzidas áreas no Pacífico norte.

Segundo os trabalhos de Enfield e Mestas-Nuñez (1999), Barros e Silvestri (2002), e

Preisendorfer (1988), os campos de correlação aqui encontrados, além de apresentarem

padrões de variabilidade interanual, apresentam também variabilidade interdecadal. Esta

variabilidade de menor frequência é evidenciada pelos valores significativos de correlação nos

subtrópicos do Pacífico leste, nos extratrópicos do Pacífico norte, no oceano Índico e no

oceano Atlântico. Estes padrões de variabilidade interdecadal, no entanto, encontram-se muito

mais evidenciados nas correlações para as áreas D e E. O que diferencia a relação da TSM com a chuva média mensal da relação entre a TSM

e o número de eventos extremos nas áreas homogêneas é, em algumas vezes, a magnitude das

anomalias de TSM e, em outras, pequenas variações nas regiões oceânicas afetadas por estas

anomalias. Por exemplo, a maior ocorrência de eventos extremos na área A em novembro

parece estar mais associada a maiores anomalias de TSM no Pacífico equatorial leste e

anomalias mais negativas no Pacífico norte. Por outro lado, maior número de eventos

extremos na área A parece estar menos associado a anomalias positivas de TSM na região da

ZCAS do que maior chuva média mensal. As áreas de correlação significativa entre o número

de eventos extremos na região D e TSM mostram-se muito semelhantes às áreas de correlação

43

significativa com chuva média. Portanto, parece que a mesma forçante de chuva média mais

intensa nessa região também é responsável por maior número de eventos extremos.

De maneira geral, em novembro as conexões de anomalias de TSM com chuva média

e número de eventos extremos que ocorrem na região D são mais fortes que com aquelas que

ocorrem na região A.

Da relação entre as variações inter-EN das anomalias de TSM e de chuva (e do

número de eventos extremos) nas regiões homogêneas, conclui-se que as variações da chuva

média na área A estão mais associadas a variações de TSM nos subtrópicos do Pacífico

sudeste e extratrópicos do Pacífico norte e sul, enquanto na área D elas dependem mais da

magnitude das anomalias de TSM no Pacífico equatorial leste, que, por sua vez, dependem

diretamente da intensidade do EN. A importância das anomalias no Pacífico leste é ainda

maior para a freqüência de eventos extremos. Barros e Silvestri (2002) reportaram que as

variações inter-EN da chuva na primavera sobre o SEAS não dependiam das variações das

anomalias quentes de TSM na região Niño-3, mas sim das variações das anomalias frias de

TSM subtropical no Pacífico central. Nossa análise mostra que, além das variações de TSM

subtropical, aquelas na região do Niño-3 são também importantes para definir a intensidade

do impacto sobre as chuvas e freqüência de eventos extremos no Sul do Brasil, principalmente

na área D. Ambas ajudam a aumentar o gradiente latitudinal de TSM e, portanto, o jato

subtropical. O fortalecimento do jato é importante para a propagação de ondas de Rossby

sobre o SEAS e instabilização da atmosfera.

Em anos LN as variações de chuva e de freqüência de eventos extremos não são

moduladas pelas anomalias de TSM no Pacífico equatorial leste, mas há correlações

significativas negativas com TSM no Pacífico subtropical sul e positivas a sudoeste da

Austrália. A precipitação na área A é ainda modulada por anomalias de TSM no Atlântico

sudoeste.

Durante os meses de julho as regiões de correlação significativa entre a TSM e a chuva

mensal assim como com o número de extremos aproximam-se dos padrões da variabilidade

interdecadal do Pacífico mostrado no trabalho de Enfield e Mestas-Nuñez (1999).

A variação no número de eventos severos entre um EN (+) e outro está associado

principalmente com a variação da TSM do Pacífico leste e também no Pacífico subtropical

sul. Já entre um episódio LN (+) e outro, a variação da freqüência dos extremos mostra

basicamente associação com a variação da TSM no Índico.

44

CAPÍTULO 4

Padrões de Circulação e Chuva Recorrentes em

Eventos Extremos

4.1 Introdução Com a técnica da Análise de Componentes Principais (ACP) objetiva-se caracterizar

quais foram os padrões mais recorrentes dos campos de algumas variáveis meteorológicas

durante os eventos extremos de chuva, que ocorreram nas áreas homogêneas selecionadas

para os meses de novembro e julho. A análise é efetuada separadamente para diferentes

categorias de anos (EN, LN e neutros) a fim de verificar se existem diferenças nos padrões

entre uma categoria e outra.

4.2 Metodologia

4.2.1 A Técnica da Análise de Componentes Principais

A ACP consiste em reduzir um conjunto que possui um grande número de variáveis

em um conjunto contendo um número bem menor destas. No entanto as novas variáveis

devem representar uma grande fração da variabilidade contida nos dados originais. Dadas N

observações de um vetor x (nx1), espera-se encontrar vetores u (Mx1), cujos elementos são

funções dos elementos de x e contenham a maior parte da informação dos valores originais, e

cuja dimensão M seja muito menor do que n (M<<n). Isto é possível se existe correlação entre

os elementos de x, indicando que há informação redundante. Os elementos destes novos

vetores u, chamados de componentes principais (CPs), constituem uma representação

compacta dos dados originais de x e são mutuamente não correlacionadas.

O método de CP está baseado na matriz de covariância amostral [S] ou matriz de

correlação (divide-se pelo desvio padrão). A diagonal de [S] é constituída pelas variâncias dos

n elementos de x e as demais posições pelas covariâncias entre essas variáveis. A matriz de

correlação é preferencialmente usada quando as variáveis observadas possuem dimensão ou

escalas muito distintas (desvios-padrões não comparáveis).

45

Da matriz de covariância obtém-se os autovalores λm e os correspondentes autovetores

em. As novas variáveis, os componentes principais um, que indicam sucessivamente a direção

da máxima variabilidade conjunta de x, são obtidos pela projeção do vetor das anomalias x’

sobre o m-ésimo autovetor em .

∑=

==n

kkkm

Tmm xeeu

1'x' , m= 1,... , M (4.1)

Cada um dos M autovetores contém um elemento pertencente a cada uma das n variáveis. Da

mesma forma, o m-ésimo CP é obtido de um conjunto particular de observações das n

variáveis. Assim, cada um dos M CPs é o resultado de uma média ponderada dos valores de

x’.

Geometricamente, o primeiro autovetor e1 indica a direção na qual os dados originais

exibem sua maior variabilidade. O primeiro autovetor é aquele associado ao maior autovalor

λ1. O segundo autovetor, associado ao segundo maior autovalor, é perpendicular ao primeiro e

indica a direção na qual os dados exibem a segunda maior parte da variabilidade conjunta. Os

seguintes autovetores em, m= 3, 4,... , M, associados aos correspondentes autovalores,

continuam indicando as direções das subseqüentes maiores variabilidades dos dados e sempre

perpendiculares entre si.

A variabilidade explicada por cada CP é dada através da razão entre cada autovalor

correspondente e a soma total dos autovalores:

Var =M

m

λλλλλ

++++ ...321

(4.2)

Matematicamente, M=n, no entanto há informações redundantes em x tais que os

primeiros autovetores indicarão as direções nas quais a variabilidade conjunta dos dados será

maior. Já os últimos autovetores indicarão as direções dentro do espaço n-dimensional em que

os dados exibem pequenas variabilidades conjuntas. Desta maneira, é possível capturar a

maior parte da variabilidade considerando somente as direções mais importantes de variações

conjuntas.

A fim de obter a quantidade de CPs que devem ser retidos, pode-se utilizar critérios de

seleção que comparam cada autovalor, e assim a variância descrita pelo seu correspondente

46

CP, à variância conjunta refletida no autovalor médio. CPs cujos autovalores ultrapassam o

limiar são retidos.

Reter λm se λm > ∑=

n

kkks

nT

1, , (4.3)

onde sk,k é a variância do k-ésimo elemento de x. A equação (4.3) é conhecida como regra de

Kaiser e usa T= 1. Jolliffe (1972) argumenta que a regra de Kaiser é muito restrita e sugere a

alternativa para T= 0.7, a qual é utilizada no presente trabalho.

Os dados de entrada para a ACP são então organizados em uma matriz (N x n), com

as N observações e as n variáveis, e a análise pode ser efetuada em seis modos de

decomposição básicos, dependendo de quais parâmetros são escolhidos como variáveis,

observações e entidades. No estudo de campos meteorológicos no espaço e tempo há três

parâmetros: o campo atmosférico, o tempo e o lugar (ou estação). A análise neste caso é feita

variando-se dois dos três parâmetros mantendo o terceiro fixo (Richman, 1986). Os modos

foram identificados como O, P, Q, R, S e T por Cattell (1952) e possuem as seguintes

características:

Tabela 4.1: Seis modos de decomposição na ACP. MODO VARIÁVEL OBSERVAÇÃO ENTIDADE FIXA O tempo campo estação P campo tempo estação Q estação campo tempo R campo estação tempo S estação tempo campo T tempo estação campo

No presente trabalho, fez-se uso do modo T sem rotação, como em Compagnucci e

Salles (1997), onde as n variáveis são os eventos severos de chuva e as N observações são

pontos de grade. Com este modo obtém-se os padrões mais recorrentes dos campos

meteorológicos. A matriz de correlação (ou covariância) (n x n) é dada pela correlação entre

as séries de pontos de grade em cada evento extremo. Obtém-se basicamente três conjuntos de

dados. Um primeiro conjunto compreende os CPs (scores), formando uma base ortonormal,

que, plotados em mapas, mostram os padrões mais recorrentes. O segundo é dado pela série

temporal de coeficientes (componentes de peso) que correlacionam os CPs às variáveis

originais. O terceiro é o conjunto de autovalores da matriz de covariância. Multiplicando-se os

47

coeficientes pelos CPs é possível reconstituir as variáveis originais. Portanto, para eventos

extremos em que os coeficientes mostram-se positivos o padrão atmosférico é aquele

apresentado pelos CPs. Quando os valores apresentam-se negativos o padrão será oposto ao

mostrado pelos mapas de CPs.

4.2.2 Aplicação da Técnica São utilizados neste capítulo dados de altura geopotencial em 850 e 250 hPa para os

meses de novembro e julho, que cobrem a área 110ºW-10ºW e 70ºS-0º, com resolução de 2,5º

de latitude/longitude, obtidos de National Centers for Environmental Prediction – National

Center for Atmospheric Research (NCEP/NCAR) (Kalnay et. al., 1996). Dados de

precipitação também são utilizados e encontram-se como descrito no capítulo 2.

Foram efetuadas médias móveis de 3 dias para essas variáveis e o valor colocado no

dia central. No entanto, somente as médias correspondentes as datas em que aconteceram

eventos severos de chuva nas áreas homogêneas com aumento/redução significativo/a destes

eventos, foram utilizadas. Os extremos foram então classificados nas categorias de EN, LN e

neutros e para cada categoria e cada área separadamente foi preparada a matriz de entrada

para a ACP com os dados acima. O modo de decomposição utilizado foi o T, no qual cada matriz de entrada possui n

variáveis correspondentes aos eventos severos e N observações correspondentes aos pontos de

grade.

Para efetuar a ACP utilizou-se a matriz de covariância uma vez que as variáveis são

expressas todas na mesma unidade de medida (Diaz et. al., 1998), e a quantidade de CPs

retida em cada caso obedeceu ao critério de Jolliffe (1972).

Diferenças entre os CPs retidos de anos EN e neutros assim como de EN e LN foram

obtidas para cada área em ambos os meses. Ainda para o mês de novembro diferenças entre os

componentes retidos para a região do interior e do litoral, correspondentes às áreas A e D,

foram calculadas para anos EN. Estas diferenças foram efetuadas apenas entre os

componentes que apresentaram correspondência entre eles.

48

4.3 Resultados

4.3.1 Altura Geopotencial

4.3.1.1 Análise para Novembro Os resultados da ACP da altura geopotencial em 850 e 250 hPa durante eventos

extremos de chuva serão apresentados para as áreas A e D. Os campos da diferença entre os

modos encontrados nas distintas categorias de anos, assim como da diferença entre os

correspondentes modos encontrados para o interior e litoral durante anos EN também serão

analisados.

Os CPs (mapas) fornecem os padrões mais recorrentes da altura geopotencial durante

os eventos extremos de chuva, enquanto os coeficientes de peso (séries temporais)

representam a contribuição destes padrões em cada evento extremo. Os primeiros modos

representam os padrões realmente mais recorrentes, enquanto os demais representam

basicamente variações inter-eventos.

Para a área A (litoral), foram retidos 5 CPs na análise de altura geopotencial em 850

hPa para eventos severos em anos neutros e EN, enquanto que em LN apenas 2. Os primeiros

modos, que explicam 90,5% da variância em anos EN, 92% em anos neutros e 92,6% em LN,

mostram um padrão de escoamento quase zonal nas médias latitudes (figuras 4.1 (a), 4.2 (a) e

4.4 (a)). Como os coeficientes de peso correspondentes (figuras 4.1 (d), 4.2 (d) e 4.4 (d)) são

negativos para os três casos, ao multiplicar os CPs por estes valores nota-se que durante todos

os eventos extremos estão presentes altas pressões nos subtrópicos dos oceanos Atlântico e

Pacífico e uma baixa pressão relativa termo-orográfica sobre o continente, principalmente no

oeste. A persistência deste padrão provoca advecção de ar quente e úmido sobre o Sul do

Brasil, Uruguai e nordeste da Argentina, o que favorece chuvas intensas. Nos extratrópicos,

predominam ondulações ciclônicas do escoamento sobre os oceanos Pacífico e Atlântico e

anticiclônica nas proximidades da AS.

A subtração entre os primeiros modos encontrados para os anos EN, LN e neutros

mostra que as maiores diferenças entre uma categoria e outra não se verificam sobre a área

homogênea em questão, mas distante dela. Isto indica que localmente as condições

necessárias para a ocorrência de extremos são as mesmas. Diferenças na circulação em outras

regiões do globo irão se tornar responsáveis pelos distintos padrões entre uma categoria e

outra. A figura 4.3 (a) mostra o campo da diferença entre o primeiro CP de EN e ano neutro,

para a área A. Verifica-se que durante EN a presença da alta pressão (coeficientes negativos)

49

no Atlântico extratropical sudoeste, junto à costa da AS, acompanhada da baixa nos

subtrópicos intensifica o fluxo de umidade do mar em direção ao litoral de SC, em

comparação com os anos neutros. Também a predominância de baixa pressão no lado oeste da

AS durante EN, favorecendo fluxo de umidade do norte e convergência desta, é coerente com

a ocorrência de mais chuva durante anos EN nessa área. Da diferença entre os primeiros

modos de anos EN e LN para extremos na área A (figura 4.4 (c)), vê-se que o par

ciclone/anticiclone subtropical sobre a AS, característico de episódios EN, favorece maior

entrada de umidade na área A em anos EN.

Os segundos CPs de cada categoria, que explicam 2,9% da variância em EN, 2,6% em

anos neutros e anos LN, mostram padrão dipolo ciclone/anticiclone localizado nas latitudes

médias (figuras 4.1 (b), 4.2 (b) e 4.4 (b)). Para anos EN, os eventos extremos que apresentam

coeficientes de peso positivos mostram baixa pressão sobre o SEAS, que favorece a entrada

de sistemas oriundos das altas latitudes para a área de estudo. Nos casos em que os

coeficientes são negativos, o padrão de circulação em baixos níveis possui sinal oposto ao

mostrado pelo mapa. Nota-se que, nestes casos, a circulação anticiclônica no SEAS intensifica

o fluxo de umidade do oceano em direção à área A. Para os anos neutros e LN (figuras 4.2 (b)

e 4.4 (b)), verifica-se que o dipolo tem orientação mais zonal, em 55°S, enquanto durante EN

a orientação é sudoeste-nordeste, com o segundo centro mais ao norte. As variantes de

circulação que favorecem a ocorrência de chuva extrema, no entanto, são basicamente as

mesmas nas três categorias de anos (entrada de sistemas das altas latitudes e/ou intensificação

do fluxo de umidade do oceano para a região).

Na diferença entre o segundo modo de anos EN e neutros reaparece o dipolo de

circulação ciclônica/anticiclônica nas latitudes médias (figura 4.3 (b)).

Os terceiros CPs para anos EN e neutros apresentam um padrão tripolo centrado no sul

da AS (figuras 4.1 (c) e 4.2 (c)), representando condições variáveis na circulação extratropical

durante eventos extremos. Na diferença entre anos EN e neutros o tripolo se mantém (figura

4.3 (c)).

Os demais modos retidos tanto em anos EN quanto em neutros mostram basicamente

padrões de quadrupolo na circulação de baixos níveis sobre a AS e oceanos Atlântico e

Pacífico (figuras não mostradas).

Na análise da altura geopotencial em 250 hPa foram retidos 3 CPs, tanto em EN

quanto em anos neutros, enquanto que em LN apenas 1 CP foi retido. Os primeiros modos das

três categorias de anos mostram aumento do gradiente meridional de altura geopotencial, com

aumento do escoamento zonal de oeste. Nos subtrópicos, há escoamento ciclônico-

50

anticiclônico-ciclônico, com crista sobre o Sudeste do Brasil, ladeada por cavados, indicando

haver possivelmente advecção de vorticidade ciclônica sobre o Sul do país durante eventos

extremos (figuras 4.5 (a), 4.6 (a) e 4.8 (a)). Nos extratrópicos predomina uma crista nas

proximidades do sul da AS. As diferenças entre os primeiros modos de anos EN e neutros

(figura 4.7 (a)) mostram em anos de EN maior circulação ciclônica a oeste e anticiclônica a

leste (coeficientes negativos) sobre a faixa subtropical do continente, favorecendo a

intensificação do jato subtropical sobre a região de estudo em relação aos anos neutros. Entre

eventos severos de anos EN e LN diferenças semelhantes na circulação sobre a área A

também são encontradas, um pouco deslocadas para o sul (figura 4.8 (c)). Estas diferenças

favorecem a ocorrência de chuvas mais intensas durante anos EN.

Os segundos modos em anos EN e neutros (figuras 4.5 (b) e 4.6 (b)) mostram a

existência de um tripolo que se estende desde o Pacífico sul até o Atlântico subtropical. O

campo da diferença entre os respectivos CPs não mostra diferenças locais na circulação de

altos níveis, mas sim sobre o Pacífico e Atlântico extratropicais (figura 4.7 (b)).

Nos terceiros modos aparecem novamente tripolos ao sul do continente, no entanto

deslocados para oeste em relação aos segundos modos (figuras 4.5 (c) e 4.6 (c)).

(a) (b) (c)

(d) (e) (f) Figura 4.1: (a) Primeiro, (b) segundo e (c) terceiro CP retido da ACP em modo T de altura geopotencial em 850 hPa durante eventos severos de chuva ocorridos em anos EN na área A. As respectivas séries temporais de coeficientes de peso são mostradas em (d), (e) e (f). As correspondentes variâncias explicadas são de 90.5%, 2.9% e 1.8%.

51

(a) (b) (c)

(d) (e) (f) Figura 4.2: (a) Primeiro, (b) segundo e (c) terceiro CP retido da ACP em modo T de altura geopotencial em 850 hPa durante eventos severos de chuva ocorridos em anos neutros na área A. As respectivas séries temporais de coeficientes de peso são mostradas em (d), (e) e (f). As correspondentes variâncias explicadas são de 92.0%, 2.6% e 1.8%. Pelas diferenças entre os CPs de anos EN e neutros pode-se perceber que existem pequenas

variações locais entre uma categoria de anos e outra (figura 4.7 (c)).

Para eventos extremos na área D, a ACP da altura geopotencial em 850 hPa reteve 6

CPs para os anos EN, 5 para anos neutros e 1 para LN. Como foi visto para a área litorânea A,

os primeiros CPs de cada categoria apresentam baixas relativas sobre o continente e altas nos

oceanos Atlântico e Pacífico, nos subtrópicos, uma vez que todos os coeficientes de peso são

negativos em todos os eventos severos (figuras 4.9 (a), 4.9 (e), 4.10 (a), 4.10 (e), 4.11 (a) e

4.11 (e)).

Pelo campo das diferenças entre os primeiros CPs para anos EN e neutros (figura 4.11

(c)) verifica-se que em anos EN sobre os subtrópicos do continente há pressão mais baixa a

oeste e pressão mais alta a leste (coeficientes negativos), o que produz mais intenso fluxo de

ar quente e úmido do norte sobre a área D, enquanto a alta mais forte a sudoeste do continente

facilita a entrada de sistemas extratropicais vindos pelo escoamento de oeste. As diferenças na

área subtropical são semelhantes entre os primeiros CPs de anos EN e LN (figura 4.11 (d)).

Para os demais modos retidos não foram verificadas correspondências entre os CPs de

anos EN e neutros. Deste modo, não são mostradas as demais diferenças.

52

(a) (b) (c) Figura 4.3: Diferença entre os (a) primeiros, (b) segundos e (c) terceiros CPs de altura geopotencial em 850 hPa retidos em anos EN e neutros para a área A.

(a) (b) (c)

(d) (e) Figura 4.4: (a) Primeiro e (b) segundo CP retido da ACP em modo T de altura geopotencial em 850 hPa durante eventos severos de chuva ocorridos em anos LN na área A. Em (c) é mostrada a diferença entre os primeiros CPs de anos EN e LN. As respectivas séries temporais de coeficientes de peso são mostradas em (d) e (e). As correspondentes variâncias explicadas são de 92.6% e 2.6%.

Analisando o segundo modo em EN nota-se que os coeficientes de peso são, em

aproximadamente metade dos eventos severos, negativos e, em outra metade, positivos

(figuras 4.9 (b) e (f)). Há favorecimento na entrada de massas de ar frio de latitudes mais altas

em direção ao continente para os eventos em que os coeficientes são positivos. Nestes casos,

nota-se nas latitudes mais altas a existência de circulação anticiclônica-ciclônica que permite

maior fluxo em direção ao interior do continente inclusive para região Sul do Brasil (figura

4.9 (b)). Quando os coeficientes são negativos a circulação inverte, dificultando a entrada de

sistemas do sul, no entanto facilitando um maior fluxo de umidade do Atlântico em direção à

região.

53

(a) (b) (c)

(d) (e) (f) Figura 4.5: (a) Primeiro, (b) segundo e (c) terceiro CP retido da ACP em modo T de altura geopotencial em 250 hPa durante eventos severos de chuva ocorridos em anos EN na área A. As respectivas séries temporais de coeficientes de peso são mostradas em (d), (e) e (f). As correspondentes variâncias explicadas são de 96.1%, 1.1% e 0.9%.

(a) (b) (c)

(d) (e) (f) Figura 4.6: (a) Primeiro, (b) segundo e (c) terceiro CP retido da ACP em modo T de altura geopotencial em 250 hPa durante eventos severos de chuva ocorridos em anos neutros na área A. As respectivas séries temporais de coeficientes de peso são mostradas em (d), (e) e (f). As correspondentes variâncias explicadas são de 96.5%, 1.0% e 0.8%.

54

(a) (b) (c) Figura 4.7: Diferença entre os (a) primeiros, (b) segundos e (c) terceiros CPs de altura geopotencial em 250 hPa retidos em anos EN e neutros para a área A.

(a)

(b) (c) Figura 4.8 : (a) Primeiro CP retido da ACP em modo T de altura geopotencial em 250 hPa durante eventos severos de chuva ocorridos em anos LN na área A e (b) série temporal de coeficientes de peso. A variância explicada é de 96.7%. Em (c) encontra-se a diferença entre o primeiro CP de EN e LN. Em anos neutros, os padrões do segundo modo também podem favorecer a entrada de

sistemas vindos do sul, tanto nos casos em que os coeficientes são positivos quanto negativos,

com a diferença de que no primeiro caso eles ganham a região pelo continente, enquanto que

no segundo pelo oceano, levando maior umidade (figuras 4.10 (b) e (f)).

O terceiro e quarto modos de anos EN (figuras 4.9 (c) e (d)), indicam variantes da

circulação extratropical ao sul da AS, que também podem favorecer (ou não) a entrada de

sistemas vindos das regiões polares. O quinto e sexto modos mostram basicamente padrões de

quadrupolo e indicam que durante eventos extremos pode haver o deslocamento de sistemas

vindos de oeste para latitudes mais baixas, penetrando o continente, ou para latitudes mais

altas (figura não mostrada).

Em anos neutros, o terceiro e quarto CPs mostram padrões de tripolo dispostos,

respectivamente, na direção zonal e meridional no sul da AS (figuras 4.10 (c) e (d)). O

terceiro modo representa deslocamentos zonais do segundo, enquanto o quarto indica um

escoamento mais zonal de oeste sobre a região de estudos (coeficientes negativos), ou mais

55

para sul (coeficientes positivos) e, neste caso, pode haver fluxo de umidade do Atlântico para

o continente. O quinto modo (padrão de quadrupolo, figura não mostrada) indica o possível

deslocamento de sistemas vindos de oeste para latitudes mais baixas, penetrando o continente,

ou para latitudes mais altas.

(a) (b) (c) (d)

(e) (f) (g) (h) Figura 4.9: (a) Primeiro, (b) segundo, (c) terceiro e (d) quarto CP retido da ACP em modo T de altura geopotencial em 850 hPa durante eventos severos de chuva ocorridos em anos EN na área D. As respectivas séries temporais de coeficientes de peso são mostradas em (e), (f), (g) e (h). As correspondentes variâncias explicadas são de 89.8%, 2.6%, 1.9% e 1.8%.

(a) (b) (c) (d)

(e) (f) (g) (h) Figura 4.10: (a) Primeiro, (b) segundo, (c) terceiro e (d) quarto CP retido da ACP em modo T de altura geopotencial em 850 hPa durante eventos severos de chuva ocorridos em anos neutros na área D. As respectivas séries temporais de coeficientes de peso são mostradas em (e), (f), (g) e (h). As correspondentes variâncias explicadas são de 92.3%, 2.1%, 1.5% e 1.0%.

56

(a)

(b) (c) (d) Figura 4.11: (a) Primeiro CP retido da ACP em modo T de altura geopotencial em 850 hPa durante eventos severos de chuva ocorridos em anos LN na área D e (b) série temporal de coeficientes de peso. A variância explicada é de 95%. Diferenças entre os primeiros CPs (c) de anos EN e neutros e (d) EN e LN.

Para a ACP da altura geopotencial em 250 hPa foram retidos 3 CPs em EN e neutros e

1 em LN.

Como para a área A, também para a área D os primeiros modos das três categorias de

anos mostram nos subtrópicos um escoamento ciclônico-anticiclônico-ciclônico, indicando

haver possivelmente advecção de vorticidade ciclônica sobre o Sul do país durante eventos

extremos (figuras 4.12 (a), 4.13 (a) e 4.15 (a)). Contudo, para eventos extremos na área D este

padrão é mais forte. As maiores diferenças entre os padrões de circulação recorrentes durante eventos

severos em anos EN e aqueles que ocorrem em anos neutros são vistos principalmente sobre

os oceanos (figura 4.14 (a)). Pequenas diferenças sobre a própria área D são, no entanto,

também verificadas. Tendo em vista que os coeficientes dos primeiros modos são negativos, a

diferença entre eles mostra que durante os anos EN ocorre maior intensificação do jato

subtropical nos altos níveis e é mais forte o padrão subtropical ciclone-anticiclone-ciclone. As

diferenças entre os CPs de EN e LN são basicamente semelhantes (figura 4.15 (c)).

Tanto para anos EN como para anos neutros, o segundo e terceiro CP mostram tripolos

sobre os extratrópicos (deslocados entre si), que podem favorecer (ou não) ciclogênese no sul

da AS (figuras 4.12 (b), 4.12 (c), 4.13 (b) e 4.13 (c)). A diferença entre eles resulta em

padrões semelhantes (figuras 4.14 (b) e (c)).

A fim de verificar possíveis diferenças entre os padrões mais recorrentes da circulação

atmosférica durante eventos extremos de chuva ocorridos em EN no litoral (área A) e interior

(área D) da região Sul, são analisadas a seguir os campos das diferenças entre os

correspondentes CPs destas áreas (figura 4.16).

Pela diferença entre os primeiros CPs (cujos coeficientes são negativos), tanto em 850

hPa como em 250 hPa, verifica-se que para eventos extremos no litoral o anticiclone

57

(a) (b) (c)

(d) (e) (f) Figura 4.12: (a) Primeiro, (b) segundo e (c) terceiro CP retido da ACP em modo T de altura geopotencial em 250 hPa durante eventos severos de chuva ocorridos em anos EN na área D. As respectivas séries temporais de coeficientes de peso são mostradas em (d), (e) e (f). As correspondentes variâncias explicadas são de 96.4%, 0.9% e 0.7%.

(a) (b) (c)

(d) (e) (f) Figura 4.13: (a) Primeiro, (b) segundo e (c) terceiro CP retido da ACP em modo T de altura geopotencial em 250 hPa durante eventos severos de chuva ocorridos em anos neutros na área D. As respectivas séries temporais de coeficientes de peso são mostradas em (d), (e) e (f). As correspondentes variâncias explicadas são de 96.8%, 0.8% e 0.6%.

58

(a) (b) (c) Figura 4.14: Diferença entre os (a) primeiros, (b) segundos e (c) terceiros CPs de altura geopotencial em 250 hPa retidos em anos EN e neutros para a área D.

(a) (b) (c)

Figura 4.15: (a) Primeiro CP retido da ACP em modo T de altura geopotencial em 250 hPa durante eventos severos de chuva ocorridos em anos LN na área D e (b) respectiva série temporal de coeficientes de peso. A variância explicada é de 98%. Diferença entre os primeiros CPs de (c) anos EN e LN.

(a) (b) (c) Figura 4.16: Diferenças entre os (a) primeiros CPs de alturas geopotencial em 850 hPa para eventos severos ocorridos no litoral (área A) e interior (área D) em anos EN. Diferenças entre os (b) primeiros CPs e (c) terceiros CPs, em 250 hPa, para litoral e interior. extratropical tende a ficar a sudeste da AS, enquanto que para eventos extremos no interior ele

tende a situar-se a sudoeste do continente (figuras 4.16 (a) e (b)), o que pode também ser

facilmente notado na comparação das figuras 4.1 (a) e 4.9 (a) e das figuras 4.5 (a) e 4.12 (a).

Em baixos níveis, estas diferenças (figura 4.16 (a)) favorecem a advecção de umidade do

oceano para o litoral durante os eventos extremos na área A e facilitam a entrada das massas

de ar frias das altas latitudes no continente pelo sul, favorecendo maior ocorrência de chuva,

59

durante os eventos extremos na área D. Em altos níveis (figura 4.16 (b)), as diferenças

favorecem fortalecimento do jato subtropical mais para o norte, sobre a região A, ou mais

para o sul, sobre a região D.

A diferença entre os terceiros modos mostra que estes são semelhantes na forma, pois

a diferença tem o mesmo padrão ondulatório (figura 4.16 (c)).

4.3.1.2 Análise para Julho Serão mostrados a seguir os CPs retidos da análise realizada para eventos extremos de

chuva ocorridos na área E durante os meses de julho de anos seguintes aos anos de EN e

neutros. Da análise da altura geopotencial em 850 hPa foram retidos 6 CPs para os anos EN

(+) e 7 para anos neutros.

Os primeiros modos em cada categoria mostram, na faixa subtropical, a presença de

altas sobre os oceanos Atlântico e Pacífico, e uma baixa relativa orográfica sobre o continente

(coeficientes negativos) (figuras 4.17 (a), 4.17 (e), 4.18 (a) e 4.18 (e)). No entanto,

diferentemente do que foi visto para novembro, em julho a alta do Atlântico penetra em parte

o território brasileiro. Nos extratrópicos, é fortalecido o fluxo zonal, com uma crista ao sul da

AS. Esta crista parece ser mais forte em julho que em novembro e mais deslocada para oeste.

Outras pequenas diferenças nas posições de cristas e cavados são também notadas em relação

a novembro. A diferença entre os padrões de circulação dos primeiros CPs durante extremos

em EN (+) e anos neutros mostra que na primeira categoria a pressão é mais baixa

(coeficientes negativos) sobre o sul da AS, incluindo a área E. Nos subtrópicos a pressão mais

baixa concentra-se a oeste, o que, em adição à pressão mais alta no oceano Atlântico, favorece

o transporte meridional de umidade do norte e a entrada de umidade do mar em direção ao

continente (figura 4.19 (a)). Além disso, a baixa pressão favorece a entrada de sistemas das

altas latitudes em direção à região E. Portanto, durante anos EN os mecanismos que produzem

muitas chuvas são fortalecidos.

Nos demais modos retidos, tanto em anos EN (+) quanto em neutros, são vistos

basicamente padrões de dipolo e monopolo no sul da AS (figuras 4.17 e 4.18), que

representam basicamente diferenças inter-eventos da posição e intensidade do anticiclone no

sul da AS. As diferenças entre esses padrões das duas categorias de anos são mostradas na

figura 4.19. As maiores diferenças são verificadas distantes da área E. Apenas entre os quartos

CPs são notadas diferenças locais no padrão de circulação em baixos níveis.

60

(a) (b) (c) (d)

(e) (f) (g) (h) Figura 4.17: (a) Primeiro, (b) segundo, (c) terceiro e (d) quarto CP retido da ACP em modo T de altura geopotencial em 850 hPa durante eventos severos de chuva ocorridos em anos EN (+) na área E. As respectivas séries temporais de coeficientes de peso são mostradas em (e), (f), (g) e (h). As correspondentes variâncias explicadas são de 85.3%, 4.9%, 3.4% e 2.0%.

(a) (b) (c) (d)

(e) (f) (g) (h) Figura 4.18: (a) Primeiro, (b) segundo, (c) terceiro e (d) quarto CP retido da ACP em modo T de altura geopotencial em 850 hPa durante eventos severos de chuva ocorridos em anos neutros na área E. As respectivas séries temporais de coeficientes de peso são mostradas em (e), (f), (g) e (h). As correspondentes variâncias explicadas são de 86.0%, 4.3%, 3.2% e 1.8%.

61

(a) (b) (c) (d) Figura 4.19: Diferença entre os (a) primeiros, (b) segundos, (c) terceiros e (d) quartos CPs de altura geopotencial em 850 hPa retidos em anos EN (+) e neutros para a área E. Nota-se, pela diferença entre os segundos CPs, que durante extremos de coeficientes positivos

em anos EN (+) fica mais forte a circulação ciclônica sobre o sul da AS, a qual intensifica o

jato subtropical sobre a região analisada (figura 4.19 (b)).

Para os altos níveis foram retidos 3 CPs em EN (+) e neutros (figuras não mostradas).

Padrões semelhantes aos verificados durante os meses de novembro foram encontrados.

4.3.2 Precipitação

4.3.2.1 Análise para Novembro Serão mostrados os padrões mais recorrentes de chuva para os eventos extremos

ocorridos nas áreas A e D, somente durante os anos EN.

Na ACP realizada para eventos extremos de chuva na área A durante os meses de

novembro de EN foram retidos 18CPs. São mostrados aqui apenas os seis primeiros modos de

variabilidade que explicam uma variância acumulada de 73%.

O primeiro modo mostra anomalias de chuva opostas entre a região que abrange o

litoral centro-norte de SC, PR e SP e outra que abrange o RS e o restante de SC (figuras 4.20

(a) e (d)). Para extremos em que os coeficientes são negativos (a maioria) ocorre aumento de

precipitação no litoral centro-norte de SC, enquanto que para no interior ocorrem anomalias

negativas. Este padrão indica que eventos extremos na área A nem sempre significam muita

chuva em toda a região, podendo ela estar concentrada na parte norte ou na parte sul desta

área.

O segundo modo representa uma situação em que chove sobre quase toda a área A

durante os eventos extremos, com exceção do RS (maioria de coeficientes negativos (figuras

4.20 (b) e (e))).

62

O terceiro modo representa as situações em que chove muito em toda a área A

(maioria de coeficientes negativos), com gradiente leste-oeste de chuva (figuras 4.20 (c) e (f)).

Os outros modos representam variantes de distribuição da precipitação que explicam menos

variância espacial (figuras 4.21 (a), (b) e (c)). Nota-se que o primeiros três modos salientam

as diferenças entre o comportamento da chuva no litoral de SC e o interior, principalmente o

RS, concordando com as áreas homogêneas A e D.

Na análise realizada para os extremos ocorridos na área D durante o mês de novembro

de anos EN foram retidos 17 CPs. Novamente serão mostrados apenas os seis primeiros

modos de variabilidade que explicam uma variância acumulada de 74,7%.

O primeiro CP apresenta um padrão de anomalias mais recorrente bastante uniforme

sobre a região Sul, com quase todos coeficientes positivos (figuras 4.22 (a) e (d)). O máximo

de precipitação ocorre no noroeste do RS e apenas o nordeste do PR mostra sinal de anomalia

oposto ao encontrado no restante da região. Durante extremos na área D, o primeiro modo,

portanto, concorda com a área homogênea delimitada, indicando dessa forma que enquanto há

aumento de chuva em grande parte da região, ocorre redução apenas no nordeste do PR.

O segundo CP, com maioria dos coeficientes negativos, apresenta o máximo de chuva

no noroeste da região Sul, formando um dipolo noroeste-sudeste (figuras 4.22 (b) e (e)). Os

dois primeiros modos indicam a importância da parte oeste desta região no aumento de

eventos extremos durante anos EN. Neste contexto, pode-se mencionar que esta é uma área de

frequentes complexos convectivos de mesoscala (Velasco e Fritsch, 1987) e que estes

sistemas são favorecidos pelas anomalias de circulação durante episódios EN.

O terceiro modo representa melhor os casos em que houve extremos de chuva tanto na

área A como na área D (figuras 4.21 (c) e (f)).

Os outros modos representam variantes destes padrões que aparecem mais fortes em

alguns dos eventos extremos na área D (figuras 4.23 (a) a (f)).

Pelos padrões encontrados na análise realizada em extremos de EN pode-se notar que

ocorre uma diferença na quantidade de chuva entre o litoral e interior, mostrando

concordância com as áreas homogêneas. Durante os extremos de anos neutros e LN na área A,

(retidos 19 e 9 CPs, com variâncias acumuladas de 90,7% e 89,6% respectivamente), assim

como na área D (retidos 23 e 5 CPs, com variâncias acumuladas de 92,9% e 87,5%

respectivamente), são encontrados padrões de anomalias de chuva com certas semelhanças

aos encontrados durante EN, evidenciando novamente comportamentos opostos entre o litoral

e o interior (leste-oeste) e também entre o RS e os demais Estados (norte-sul) (figuras não

mostradas).

63

(a) (b) (c)

(d) (e) (f) Figura 4.20: (a) Primeiro (b) segundo e (c) terceiro CP retido da ACP em modo T da precipitação durante eventos severos ocorridos em anos EN na área A. As respectivas séries temporais de coeficientes de peso são mostradas em (d), (e) e (f). As correspondentes variâncias explicadas são de 36.9%, 13.5% e 8.9%.

(a) (b) (c)

(d) (e) (f) Figura 4.21: (a) Quarto (b) quinto e (c) sexto CP retido da ACP em modo T da precipitação durante eventos severos ocorridos em anos EN na área A. As respectivas séries temporais de coeficientes de peso são mostradas em (d), (e) e (f). As correspondentes variâncias explicadas são de 6.3%, 4.0% e 3.4%.

64

(a) (b) (c)

(d) (e) (f) Figura 4.22: (a) Primeiro, (b) segundo e (c) terceiro CP retido da ACP em modo T da precipitação durante eventos severos ocorridos em anos EN na área D. As respectivas séries temporais de coeficientes de peso são mostradas em (d), (e) e (f). As correspondentes variâncias explicadas são de 38.5%, 15.7% e 7.2%.

(a) (b) (c)

(d) (e) (f) Figura 4.23: (a) Quarto, (b) quinto e (c) sexto CP retido da ACP em modo T da precipitação durante eventos severos ocorridos em anos EN na área D. As respectivas séries temporais de coeficientes de peso são mostradas em (d), (e) e (f). As correspondentes variâncias explicadas são de 5.8%, 3.9% e 3.6%.

65

4.3.2.2 Análise para Julho A ACP para extremos de precipitação em julho de anos seguintes aos anos de EN e

neutros reteve 11 e 12 CPs, respectivamente. Serão mostradas, no entanto, apenas as figuras

para os anos EN (+).

O primeiro CP mostra anomalias de chuva de mesmo sinal sobre a maior parte da

região Sul do Brasil e todos seus coeficientes são negativos (figuras 4.24 (a) e (d)). Este

padrão assemelha-se ao apresentado pelo primeiro CP de chuva para extremos na área D

durante novembro. No entanto, o núcleo de anomalias máximas para este caso mostra-se

deslocado para o norte, com o máximo sobre o oeste de SC, enquanto que lá estava sobre o

oeste do RS. Todavia, o sinal oposto de anomalia é aqui também verificado no nordeste do

PR. O coeficiente máximo deste modo ocorreu em julho de 1983, quando houve fortes

enchentes em SC.

O segundo CP (figura 4.24 (b)) apresenta um dipolo de anomalias sobre a região,

assim como também foi encontrado para os meses de novembro. Coeficientes positivos

(negativos) representam eventos mais fortes (em relação ao padrão mais recorrente) em SC

(RS). O coeficiente positivo máximo ocorreu em julho de 1983 (figura 4.24 (e)).

O terceiro modo apresenta, no centro do RS, um núcleo de anomalia de sinal oposto

daquelas encontradas no restante da região Sul (figuras 4.24 (c) e (f)).

(a) (b) (c)

(d) (e) (f) Figura 4.24: (a) Primeiro (b) segundo e (c) terceiro CP retido da ACP em modo T da precipitação durante eventos severos ocorridos em anos EN (+) na área E. As respectivas séries temporais de coeficientes de peso são mostradas em (d), (e) e (f). As correspondentes variâncias explicadas são de 46.7%, 28.4% e 5.2%.

66

(a) (b) (c)

(d) (e) (f) Figura 4.25: (a) Quarto (b) quinto e (c) sexto CP retido da ACP em modo T da precipitação durante eventos severos ocorridos em anos EN (+) na área E. As respectivas séries temporais de coeficientes de peso são mostradas em (d), (e) e (f). As correspondentes variâncias explicadas são de 4.2%, 2.9% e 2.2%.

Os demais modos representam variações menos fortes e freqüentes dos padrões de

chuva durante eventos extremos em relação ao primeiro modo (figuras 4.25 (a) a (f)).

Para os extremos de precipitação em anos neutros, verifica-se basicamente pelos dois

primeiros modos (não mostrados) que ocorre uma distribuição bastante uniforme da chuva.

Nota-se que aumento na quantidade de chuvas sobre o RS e SC está associado à redução

sobre o PR. Isto é verificado na grande maioria dos eventos extremos pelo primeiro modo. Já

pelo segundo modo, são os Estados do PR e SC que apresentam mesmo padrão de chuvas

com oposição sobre o RS onde prevalece aumento da precipitação na maioria dos extremos.

Os demais modos mostram padrões não tão homogêneos sobre a região. 4.4 Conclusões Através dos modos de variabilidade retidos da ACP em modo T da altura geopotencial

em altos e baixos níveis, foi possível verificar quais são os padrões mais recorrentes desses

campos atmosféricos durante a ocorrência de chuva severa nas áreas homogêneas. Além

disso, pela análise realizada para a precipitação foi possível também obter os campos de

anomalias de chuva mais recorrentes durante esses extremos.

67

Para os meses de novembro são analisados os padrões de circulação atmosférica

durante a ocorrência de eventos severos em duas regiões homogêneas, uma no litoral (área A)

e outra no interior da região Sul do Brasil (área D). Para o mês de julho a região de interesse é

o centro-leste do RS (área E).

Os padrões gerais mais recorrentes durante eventos extremos em novembro, em

qualquer categoria de anos, são semelhantes, pois as condições atmosféricas que produzem

chuvas intensas são basicamente as mesmas. Junto à superfície, nos subtrópicos, estão

presentes altas pressões nos oceanos Atlântico e Pacífico e uma baixa pressão termo-

orográfica relativa sobre o continente, principalmente no oeste. A persistência deste padrão

provoca advecção de ar quente e úmido sobre o Sul do Brasil, Uruguai e nordeste da

Argentina, o que favorece chuvas intensas. Nos extratrópicos, o fluxo é predominantemente

zonal, com ondulações ciclônicas sobre os oceanos Pacífico e Atlântico e anticiclônica nas

proximidades da AS. Esta ondulação pode favorecer a entrada de sistemas extratropicais sobre

o continente. Em altos níveis, os padrões mais recorrentes mostram aumento do gradiente

meridional de altura geopotencial, com aumento do escoamento zonal de oeste. Nos

subtrópicos, há escoamento ciclônico-anticiclônico-ciclônico, com crista sobre o Sudeste do

Brasil, ladeada por cavados, indicando haver possivelmente advecção de vorticidade ciclônica

sobre o Sul do país durante eventos extremos. Nos extratrópicos, predomina uma crista nas

proximidades do sul da AS. Os modos secundários mostram padrões ondulatórios nos

extratrópicos, que alteram um pouco esses padrões gerais em diferentes eventos extremos.

Entre diferentes categorias há pequenos deslocamentos dos padrões e diferenças de

magnitude. Contudo, a mais importante indicação das diferenças é a de que durante eventos

extremos em anos EN os aspectos que produzem mais chuva são mais reforçados.

Os padrões mais recorrentes para as áreas A e D, apesar de semelhantes, são um pouco

deslocados entre si. Para eventos extremos no litoral (área A), o anticiclone extratropical

tende a ficar a sudeste da AS, enquanto que para eventos extremos no interior (área D) ele

tende a situar-se a sudoeste da AS. Em baixos níveis, estas diferenças favorecem a advecção

de umidade do oceano para o litoral durante os eventos extremos na área A e facilitam a

entrada das massas de ar frias das altas latitudes no continente pelo sul, favorecendo maior

ocorrência de chuva, durante os eventos extremos na área D. Em altos níveis, as diferenças

favorecem fortalecimento do jato subtropical mais para o norte, sobre a região A, ou mais

para o sul, sobre a região D.

Em julho (+) os padrões mais recorrentes associados com eventos extremos na área E

tem semelhanças com os observados em novembro, principalmente em altos níveis. Em

68

baixos níveis, as diferenças são mais perceptíveis. Em julho, a alta do Atlântico penetra em

parte do território brasileiro. Nos extratrópicos, a crista ao sul da AS parece ser mais forte em

julho que em novembro e mais deslocada para oeste. Durante extremos em EN (+) a pressão é

mais baixa que em anos neutros sobre o sul da AS, incluindo a área E. Portanto, durante anos

EN os mecanismos que produzem muitas chuvas são fortalecidos. Os demais modos retidos,

tanto em anos EN (+) quanto em neutros, consistem de padrões dipolo e monopolo no sul da

AS, que representam basicamente diferenças inter-eventos da posição e intensidade do

anticiclone no sul da AS.

Através da ACP da precipitação durante os eventos extremos em novembro, nas áreas

A e D, nota-se em vários modos retidos diferenças entre as regiões do litoral e interior, quanto

aos padrões mais recorrentes de precipitação em anos EN. Frequentemente ocorrem

anomalias de sinais opostos entre essas duas áreas. No entanto, um dipolo latitudinal também

é verificado em alguns modos. Variações de sinais opostos na quantidade de chuva durante

extremos ocorrem principalmente entre SC-PR e RS. Para extremos ocorridos durante anos

neutros e LN sobressai novamente o padrão de anomalias opostas entre litoral-interior e

também entre o RS e os demais Estados da região Sul. Enquanto o primeiro modo para

eventos extremos na área A mostra que não há sempre chuva em toda esta área durante estes

eventos, o primeiro modo para a área D mostra que esta região é mais homogênea em termos

de anomalias de precipitação durante eventos extremos.

Para os eventos severos em julho, na área E, os dois primeiros modos em EN (+)

apresentam padrões que se assemelham aos encontrados durante extremos na área D, em

novembro (0). O primeiro CP, contudo, apresenta máxima anomalia de precipitação sobre SC.

O máximo coeficiente de peso ocorreu em julho de 1983, quando ocorreram grandes cheias

naquele Estado. Este modo indica variação de mesmo sinal em grande parte da região Sul

(exceto no nordeste do PR), enquanto o segundo mostra novamente um dipolo latitudinal. Em

extremos durante anos neutros, o padrão de dipolo latitudinal volta a aparecer entre os dois

primeiros CPs.

69

CAPÍTULO 5

Campos Anômalos durante Eventos Extremos

e Episódios El Niño e La Niña

5.1 Introdução Neste capítulo pretende-se aprofundar o estudo sobre as condições atmosféricas

associadas a eventos extremos de precipitação nas áreas homogêneas delimitadas no capítulo

2 e estabelecer a conexão entre estas condições e a variação da freqüência de eventos severos

em anos EN e LN. Para isto são efetuadas composições das anomalias, que ocorrem durante

eventos extremos de chuva naquelas áreas, de algumas variáveis meteorológicas. Enquanto a

análise do capítulo anterior permitiu distinguir os padrões atmosféricos mais recorrentes no

conjunto de eventos extremos em categorias distintas e regiões diferentes, a presente análise

permitirá determinar quais são as perturbações significativas associadas com estes eventos.

Tais perturbações podem estar presentes em um ou mais dos campos mais recorrentes durante

eventos extremos. Os campos de anomalias durante eventos extremos serão então comparadas

com perturbações mensais produzidas por episódios EN e LN, para compreender as diferentes

freqüências desses eventos.

Embora haja um impacto consistente de episódios EN e LN sobre a freqüência de

eventos extremos, pode haver significativas diferenças inter-episódios, de maneira que em

alguns anos EN a freqüência de eventos extremos diminui. Aqui procuramos determinar quais

as diferenças que produzem impactos opostos no Sul do Brasil e introduzimos com isto a

influência de variações interdecadais.

5.2 Metodologia e Dados Dados diários de algumas variáveis são obtidos de National Centers for Environmental

Prediction – National Center for Atmospheric Research (NCEP/NCAR) (Kalnay et. al., 1996),

com resolução de 2.5° de latitude/longitude. As variáveis utilizadas foram a altura

geopotencial, ventos u e v e temperatura em 17 níveis de pressão, assim como umidade

relativa em 8 níveis. Campos de advecção de vorticidade em 500 hPa além de fluxo e

divergência de umidade, verticalmente integrados, foram gerados a partir dos dados acima.

70

Composições de anomalias foram efetuadas para estes campos mencionados e para os campos

de altura geopotencial em 850 e 250 hPa, pressão ao nível do mar e precipitação. Os dados de

precipitação encontram-se como descritos no capítulo 2.

As composições foram realizadas com as anomalias durante os eventos extremos de

chuva em cada uma das áreas homogêneas (A, B, C, D e E), separadamente em anos de EN,

LN, e também para todos os extremos independente da categoria de anos a que pertencem.

Composições de anomalias mensais para cada uma das categorias foram também efetuadas.

Para obter as anomalias diárias em eventos extremos foi calculada a climatologia de

cada dia a partir da média para o dia sobre todos os anos e posterior suavização com uma

média móvel de 30 dias. Para isto foram utilizados também 15 dias de dados anteriores e 15

dias posteriores ao mês de estudo. Em seguida, foi calculada a anomalia em cada dia do mês e

feita a média móvel de 3 dias, sendo o resultado atribuído ao dia central. Por fim, foram

selecionadas as anomalias dos diversos campos meteorológicos apenas para os eventos

extremos de chuva e efetuada a média para a obtenção da composição. Composições de

anomalias de advecção de vorticidade em 500hPa, defasadas até 5 dias anteriores ao dia do

evento severo (média de 3 dias), foram também realizadas.

A significância das anomalias foi obtida utilizando o teste da diferença entre médias,

descrito no capítulo 2, no qual uma das séries de entrada para o cálculo é a de anomalias nos

eventos extremos e a outra é a série de anomalias nos demais dias de todo o período de

estudo.

Para as composições mensais a metodologia empregada foi a seguinte: (a) cálculo da

climatologia da variável para cada mês, a partir das médias mensais de todos os anos; (b)

cálculo da anomalia mensal, subtraindo-se da média mensal daquele ano a climatologia

daquele mês; (c) média das anomalias mensais apenas para anos EN e apenas para anos LN. A

significância, calculada através do teste da diferença, utiliza como uma das séries aquela com

as médias mensais dos anos de EN (LN) e a outra com as médias mensais dos demais anos.

Campos da diferença entre as composições para eventos severos em anos EN e

neutros, assim como em EN e LN, foram ainda obtidos. Para o cálculo da significância da

diferença são utilizadas as séries de anomalias das correspondentes categorias de anos.

Embora na maioria dos anos EN a freqüência de eventos extremos de chuva tenha

aumentado nas áreas selecionadas, em alguns deles esta freqüência diminuiu. Os anos EN do

período de estudo foram divididos em duas classes, de acordo com a ocorrência de eventos

extremos acima ou abaixo da normal, em cada área homogênea separadamente. Para estas

71

duas classes foram realizadas novas composições de anomalias mensais, para investigar as

razões dos diferentes impactos.

Para as composições de anomalias de precipitação, variável que envolve dados

faltantes em seus campos, foram utilizadas no cálculo apenas as quadrículas em que

aproximadamente 70% dos anos de EN possuíram dados válidos. Da mesma forma, o critério

foi adotado para os anos LN e neutros. Quando este limiar não foi atingido, o valor na

quadrícula foi considerado faltante.

5.3 Resultados 5.3.1 Análise para Novembro São apresentadas para o mês de novembro as composições das anomalias somente

para as áreas A e D. As áreas B e C, por estarem incluídas em D e mostrarem anomalias

semelhantes às desta última, não são enfatizadas aqui.

5.3.1.1 Altura Geopotencial

A composição de anomalias de altura geopotencial em 850 hPa para eventos extremos

de chuva na área A durante anos EN (figura 5.1 (a)), mostra baixa pressão sobre a parte

sudoeste da AS, incluindo a região Sul do Brasil, e alta sobre o Atlântico sudoeste. Esta alta

facilita a circulação, nos baixos níveis, do oceano em direção ao litoral. A sua presença já

havia sido indicada no primeiro CP de altura geopotencial (padrão mais recorrente) durante

eventos extremos na área A (figura 4.1 (a)), através da crista a sudeste da AS, presente em

todos os eventos, e no segundo CP (figura 4.1 (b)), através da alta intensificada nesta região

na maior parte dos eventos (maioria de coeficientes negativos).

Para os extremos em EN na área D (figura 5.1 (d)), a baixa pressão no sudoeste do

continente se estende até o Atlântico, alta pressão predomina no leste do continente e a alta

extratropical está a sudoeste da AS, no Pacífico sul, favorecendo a entrada de sistemas

extratropicais para dentro do continente. Este aspecto é mostrado também pelo primeiro CP

durante eventos extremos nessa área (figuras 4.9 (a) e (e)), através da crista a sudoeste da AS,

presente em todos os eventos, e no segundo CP (figuras 4.9 (b) e (f)), através da alta

intensificada nesta região na maior parte dos eventos (maioria de coeficientes positivos).

Portanto, vê-se que as duas análises, embora apresentem diferentes aspectos, são consistentes.

Os padrões anômalos significativos em baixos níveis durante eventos extremos em

novembro nas áreas A e D, mostrados nas figuras 5.1 (a) e (d), aparecem também como

72

anomalias mensais significativas durante novembro de anos EN (figura 5.2 (a)): a baixa

pressão no sudoeste da AS, a alta pressão no leste e a alta ao sudoeste do continente,

estendendo-se do Pacífico para o Atlântico. Vale lembrar que os mesmos padrões estão

associados com eventos extremos em anos neutros, embora geralmente um pouco mais fracos,

conforme mostrou a análise no capítulo 4 (figuras 4.1 a 4.4). A semelhança entre anomalias

mensais associadas com episódios EN (figura 5.2 (a)) e anomalias associadas com eventos

extremos é ainda maior para a área D, onde o impacto de EN sobre a freqüência desses

eventos é maior. Essas semelhanças explicam o aumento de eventos extremos nas áreas A e

D: as perturbações de grande escala produzidas por episódios EN são muito semelhantes às

perturbações que causam extremos de chuva e, portanto, as condições para estes eventos são

muito favoráveis nesta categoria de anos.

Em anos LN, os extremos de chuva na área A estão associados com padrão diferente

de anomalias daquele verificado para EN: alta pressão no sudoeste da AS (não incluindo o Sul

do Brasil) e baixa pressão no leste da AS, estendendo-se até o Sul do país (figura 5.1 (b)).

Este aspecto é também mostrado pelo primeiro CP de altura geopotencial para extremos na

área A durante episódios LN, na figura 4.4 (a), onde a baixa sobre o continente está mais para

leste do que ocorre para anos EN e neutros. Estes padrões sobre o continente tem alguma

semelhança com as perturbações médias mensais produzidas por episódios LN (figura 5.2

(b)), mas os padrões no Pacífico e no Atlântico subtropical são diferentes. No Atlântico

sudoeste subtropical, uma alta favorece, juntamente com a baixa no leste da AS, a entrada de

umidade do Atlântico em direção à área litorânea. No Pacífico sudeste, o dipolo de pressão

tem polaridade oposta a de episódios LN (comparar figuras 5.1 (b) e 5.2 (b)). Portanto, as

perturbações características destes episódios não se mantém completamente durante a

ocorrência de eventos extremos na área A. Por outro lado, não são completamente opostas

àquelas associadas aos eventos extremos. Isto é consistente com o fato de que a freqüência

destes eventos não sofre mudança significativa durante anos LN na área A (figura 2.1 (b)).

Para os extremos em LN na área D, uma baixa pressão domina o sudoeste da AS,

estendendo-se desde aproximadamente 10°S até o Atlântico sudoeste (figura 5.1 (e)). Sobre o

continente e sobre o Atlântico, as anomalias são quase todas opostas às anomalias mensais

observadas durante novembro de episódios LN (figura 5.2 (b)). Apenas no Pacífico elas têm

alguma semelhança, embora a baixa a sudoeste da AS associada com LN esteja muito

enfraquecida e muito deslocada para o sul. Portanto, as perturbações produzidas durante

episódios frios são extremamente desfavoráveis à ocorrência de eventos extremos de chuva na

área D, o que explica a grande diminuição destes eventos.

73

As composições das anomalias para todos os extremos de chuva nas áreas A e D,

independente das categorias de anos a que pertençem, mostram que os padrões de circulação

durante esses eventos também se assemelham às perturbações produzidas por EN na média

mensal (figuras 5.1(c), 5.1 (f) e 5.2 (a)).

Campos da diferença entre as composições de anomalias para extremos na área A, em

anos EN e neutros, e em anos EN e LN (figuras 5.3 (a) e (b)), mostram diferenças

completamente consistentes com aquelas encontradas entre os padrões mais recorrentes

durante esses eventos no capítulo 4 (figuras 4.3 (a) e 4.4 (c)). Elas mostram que durante

eventos em anos EN a baixa no sudoeste do continente, assim como a alta no Atlântico

sudoeste são mais fortes e, portanto, as condições para chuvas mais intensas são mais

propícias.

Da mesma forma, as diferenças entre anomalias para extremos na área D, em anos EN

e neutros e em anos EN e LN (figuras 5.3 (c) e (d)), são completamente consistentes com

aquelas encontradas entre os padrões mais recorrentes durante esses eventos no capítulo 4

(figuras 4.11 (c) e (d)). Anomalias significativas durante eventos EN são enfatizadas nestas

diferenças, como a alta pressão na parte nordeste do continente, a baixa pressão no Pacífico

sudoeste subtropical e a alta no Pacífico extratropical, a sudoeste da AS, que se estende para o

Atlântico sul. Como esperado, as diferenças, embora de padrão semelhante, são muito mais

fortes entre anos EN e LN que entre anos EN e neutros. Novamente, os aspectos que

produzem mais chuva na área D são mais fortes durante anos de episódio quente, favorecendo

mais fluxo de ar úmido e quente do norte e a entrada de sistemas extratropicais para esta área.

Os aspectos encontrados nas composições para a altura geopotencial em 850 hPa, são

reforçados pelas composições das anomalias de pressão ao nível do mar (figuras não

mostradas).

A composição de anomalias de altura geopotencial em 250 hPa para eventos extremos

de chuva na área A durante anos EN (figura 5.4 (a)), mostra, nos subtrópicos, que há

escoamento ciclônico-anticiclônico-ciclônico, com crista sobre o Sudeste do Brasil, e alta

pressão no Atlântico sudoeste. Tais padrões, de estrutura aproximadamente barotrópica,

concordam com aqueles já indicados no primeiro CP de altura geopotencial em 250 hPa

(padrão mais recorrente) durante eventos extremos na área A (figura 4.5 (a)). As perturbações

mensais causadas por episódios EN em altos níveis (figura 5.5 (a)) são muito semelhantes

àquelas observadas durante eventos extremos, não só em anos EN (figura 5.4 (a)), mas

também para todos os anos (figura 5.4 (c)). Como já mencionamos, isto explica a maior

freqüência dos eventos severos na área do litoral em anos EN.

74

(a) (b) (c)

(d) (e) (f) Figura 5.1: Composição de anomalias de altura geopotencial em 850 hPa, para eventos severos de chuva na área A durante novembro de (a) anos EN, (b) anos LN e (c) de todos os anos. As figuras (d), (e) e (f) mostram as composições para eventos extremos na área D. A unidade é m. Anomalias significativas em eventos extremos com nível de significância igual ou menor a 0,05 estão sombreadas.

(a) (b) Figura 5.2: Composição das anomalias mensais de altura geopotencial em 850 hPa para novembro de anos (a) EN e (b) LN. A unidade é m. Anomalias com nível de significância igual ou menor a 0,05 estão sombreadas.

(a) (b) (c) (d) Figura 5.3: Diferença entre as composições de anomalias de altura geopotencial em 850 hPa, para eventos severos de chuva na área A em meses de novembro de anos (a) EN e neutros e (b) EN e LN. Para a área D as diferenças são mostradas pelas figuras (c) e (d) respectivamente. A unidade é m. Diferenças com nível de significância igual ou menor a 0,05 estão sombreadas.

75

Em anos LN, assim como nos baixos níveis, os extremos de chuva na área A estão

associados com campo de anomalias em 250 hPa diferente daquele verificado para EN: o

padrão subtropical ciclone-anticiclone-ciclone está bem deslocado para leste e também tem

estrutura aproximadamente barotrópica, assim como as anomalias extratropicais (figura 5.4

(b)). Como também nos baixos níveis, apenas sobre o continente as perturbações associadas

com eventos extremos nesta área tem semelhança com as perturbações produzidas por

episódios LN (figura 5.5 (b)).

Para chuvas extremas na área D o padrão subtropical ciclone-anticiclone-ciclone em

250 hPa é semelhante ao encontrado para a área A, mas os centros sobre o continente estão

mais próximos (figura 5.4 (d)). O centro sobre o Sudeste do Brasil está mais para oeste, em

posição mais próxima àquela observada em episódios EN (figura 5.5 (a)). A diferença maior

entre as duas áreas refere-se à alta extratropical: em eventos extremos na área A ela é mais

forte sobre o Atlântico, enquanto para eventos na área D ela é forte no Pacífico. Os campos

anômalos associados a eventos extremos na área D são extremamente semelhantes com as

perturbações médias produzidas por episódios EN (figuras 5.4 (d) e 5.5 (a)), consistentemente

com o significativo aumento desses eventos sobre a área durante anos EN e diminuição

durante anos LN. Em extremos de anos LN, as perturbações junto à área D (figura 5.4 (e)) são

semelhantes àquelas em extremos de anos EN (figura 5.4 (d)), e completamente opostas às

perturbações produzidas por episódios LN (figura 5.5 (b)). Portanto, as condições são

desfavoráveis à ocorrência de eventos severos durante anos de episódio frio. Para que eles

ocorram, os padrões de perturbação associados a LN devem ser deslocados ou enfraquecidos

por um sistema suficientemente forte.

Nas composições para extremos de chuva em todos os anos, independente da

categoria, nas áreas do litoral e interior do Sul do Brasil, a circulação em altos níveis

assemelha-se ao padrão visto na média mensal de anos EN (figuras 5.4 (c), 5.4 (f) e 5.5 (a)). O

par ciclone-anticiclone sobre o continente assim como o anticiclone sobre o Pacífico sul, no

entanto, mostra-se mais intensificado e significativo durante extremos na área D.

Com exceção das composições para extremos em LN na área A, os padrões de

circulação em altos níveis encontrados durante os eventos severos favorecem principalmente a

intensificação do jato subtropical sobre o extremo sul do país. Durante os extremos em LN na

área litorânea, esta intensificação ocorre mais ao norte.

A diferença entre as anomalias para extremos na área litorânea (A) em anos EN e

neutros mostra (figura 5.6 (a)) que há circulação ciclônica sobre o Pacífico e sudoeste do

continente e anticiclônica a nordeste mais pronunciadas e significativas durante EN, o que

76

favorece maior intensificação do jato durante esta categoria de anos. Estes aspectos são

encontrados também no campo da diferença entre os primeiros CPs para eventos extremos na

área A em anos EN e neutros (figura 4.7 (a)). Não aparecem diferenças locais. Para a área D

(figura 5.6 (c)) as diferenças apresentam aspectos semelhantes àqueles para a área A, com

exceção da alta no sudoeste da AS e da baixa no Atlântico, que tem estrutura

aproximadamente barotrópica. Os mesmos padrões aparecem nas diferenças entre os CPs para

a área D (figura 4.14 (a)). Sobre esta região não são encontradas variações locais entre uma

categoria e outra.

Entre extremos de anos EN e LN existem diferenças locais e os campos resultantes são

muito mais fortes. No caso da área A (figura 5.6 (b)), as diferenças locais são mais fortes,

porque os campos associados a eventos extremos durante estas duas categorias de anos são

diferentes, conforme já foi mencionado. No caso da área D (figura 5.6 (d)), as diferenças

locais são pequenas, porque junto da região os padrões associados a eventos extremos são

semelhantes, mas em regiões mais distantes existem grandes diferenças. Elas realçam

melhores condições para maior intensificação do jato durante anos EN e melhores condições

para a entrada de sistemas extratropicais até a área D, devido a diferentes padrões nos

extratrópicos. Os campos da diferença entre os primeiros CPs, para as áreas A e D,

concordam com estes aspectos (figuras 4.8 (c) e 4.15 (c)).

(a) (b) (c)

(d) (e) (f) Figura 5.4: Composição de anomalias de altura geopotencial em 250 hPa, para eventos severos de chuva na área A durante novembro de (a) anos EN, (b) anos LN e (c) de todos os anos. As figuras (d), (e) e (f) mostram as composições para eventos extremos na área D. A unidade é m. Anomalias significativas em eventos extremos com nível de significância igual ou menor a 0,05 estão sombreadas.

77

(a) (b) Figura 5.5: Composição das anomalias mensais de altura geopotencial em 250 hPa para novembro de anos (a) EN e (b) LN. A unidade é m. Anomalias com nível de significância igual ou menor a 0,05 estão sombreadas.

(a) (b) (c) (d) Figura 5.6: Diferença entre as composições de anomalias de altura geopotencial em 250 hPa, para eventos severos de chuva na área A em meses de novembro de anos (a) EN e neutros e (b) EN e LN. Para a área D as diferenças são mostradas pelas figuras (c) e (d) respectivamente. A unidade é m. Diferenças com nível de significância igual ou menor a 0,05 estão sombreadas. 5.3.1.2 Fluxo de Umidade e sua Divergência

O fluxo de umidade verticalmente integrado e a sua divergência mostram, pelas

composições de anomalias em extremos na área A durante anos EN, convergência de umidade

sobre esta região, para onde ar quente e úmido das baixas latitudes é trazido do noroeste do

continente e também do Atlântico, pela alta pressão lá existente (figuras 5.7 (a) e (c)). Para os

extremos em LN a circulação ciclônica sobre o Sul/Sudeste do Brasil provoca a entrada de

umidade do oceano e sua convergência sobre a área de estudos e, contrariamente aos anos de

EN, não há fluxo trazendo umidade do interior do continente para o litoral (figuras 5.7 (b),

5.7 (d) e 5.1 (b)).

Para a área D, o intenso fluxo de umidade vindo do interior do continente,

principalmente da região Amazônica e do Brasil Central, produz intensa convergência durante

extremos em anos EN (figuras 5.8 (a) e (c)). Para eventos severos em anos LN o fluxo vindo

do interior do continente mostra-se mais intenso que em anos EN e, além disso, há um fluxo

do sul da AS (figura 5.8 (d)). Contudo, a maior convergência de umidade ocorre não sobre a

área D, mas sobre o oceano Atlântico subtropical (figura 5.8 (b)).

78

Pelas composições das anomalias mensais há durante novembro de anos EN

convergência de umidade sobre toda região Sul do Brasil, significativa em pequena parte. O

fluxo de umidade vindo pelo interior do continente das baixas latitudes em direção ao Sul

mostra-se bastante intenso embora não seja significativo (figuras 5.9 (a) e (c)). Desta forma,

nota-se que durante os extremos de chuva em EN, tanto na área A quanto na D, o fluxo vindo

da região norte do continente em direção ao Sul do país é significativamente intensificado

(figuras 5.7 (c), 5.8 (c) e 5.9(c)). Em anos LN as composições mensais mostram divergência

de umidade na região Sul, com um fluxo significativo de umidade para o norte do continente

(figuras 5.9 (b) e (d)). Em extremos na área litorânea (A) o padrão dos fluxos de umidade tem

alguma semelhança à composição mensal (figuras 5.7 (d) e 5.9 (d)). Já na área de interior (D),

o comportamento, em extremos, é semelhante à composição mensal de EN, com um

fortíssimo fluxo vindo do norte do continente em direção ao Sul (figuras 5.8 (d) e 5.9 (c)).

Portanto para ocorrer eventos severos de chuva na área D durante LN o padrão de fluxos de

umidade precisa romper o padrão dominante, praticamente invertendo os sentidos de

circulação.

O campo da diferença entre as composições de anomalias para extremos na área A em

anos EN e neutros (figuras 5.10 (a) e (c)) mostra maior entrada de umidade vinda do Atlântico

durante anos EN do que durante anos neutros. Há também maior convergência sobre a região

litorânea para a mesma categoria de anos, embora não sendo significativa ao nível de 5 %.

Pela diferença entre anos EN e LN, há maior fluxo vindo pelo interior do continente,

das latitudes mais baixas, em direção à região de estudo, durante a primeira categoria de anos

(figura 5.10 (d)). A maior convergência também ocorre em anos EN, embora seja significativa

apenas ao sul do RS (figura 5.10 (b)).

A área D não apresenta diferenças locais significativas para os campos de fluxo e

divergência de umidade entre os anos de EN e neutros. As diferenças que apresentam alguma

significância encontram-se em grande parte sobre os oceanos, distantes da área de interesse

(figuras 5.11 (a) e (c)). Isto confirma que as condições durante eventos extremos em anos EN

e neutros são semelhantes nas vizinhanças da região. Comparando os fluxos entre eventos

severos de anos EN e LN, novamente não se observam diferenças locais significativas. Estas

são encontradas, no entanto, sobre parte da região Sudeste e Centro-Oeste do Brasil, onde o

fluxo leva a umidade do Atlântico para o interior do país. Sobre o sul da AS, noroeste da AS e

sobre os oceanos Atlântico e Pacífico são encontradas também diferenças significativas entre

uma categoria de anos e outra.

79

(a) (b) (c) (d) Figura 5.7: Composição de anomalias de divergência de fluxo de umidade verticalmente integrado para eventos severos de chuva na área A durante novembro de anos (a) EN e (b) LN. As figuras (c) e (d) mostram as composições para os fluxos de umidade nas mesmas categorias de anos. As unidades são 10-6 g s-1 kg-1 e 10-4 m g s-1 kg-1, respectivamente. Anomalias significativas em eventos extremos com nível de significância igual ou menor a 0,05 estão sombreadas.

(a) (b) (c) (d) Figura 5.8: Composição de anomalias de divergência de fluxo de umidade verticalmente integrado para eventos severos de chuva na área D durante novembro de anos (a) EN e (b) LN. As figuras (c) e (d) mostram as composições para os fluxos de umidade nas mesmas categorias de anos. As unidades são 10-6 g s-1 kg-1 e 10-4 m g s-1 kg-1, respectivamente. Anomalias significativas em eventos extremos com nível de significância igual ou menor a 0,05 estão sombreadas.

(a) (b) (c) (d) Figura 5.9: Composição das anomalias mensais da divergência de fluxo de umidade verticalmente integrado para novembro de anos (a) EN e (b) LN. As figuras (c) e (d) mostram as composições para o fluxo de umidade nas mesmas categorias de anos. As unidades são 10-6 g s-1 kg-1 e 10-4 m g s-1 kg-1, respectivamente. Anomalias com nível de significância igual ou menor a 0,05 estão sombreadas.

80

(a) (b) (c) (d) Figura 5.10: Diferença entre as composições da divergência de fluxo de umidade verticalmente integrado, para eventos severos de chuva na área A em meses de novembro de anos (a) EN e neutros e (b) EN e LN. As figuras (c) e (d) mostram as diferenças entre as composições para os fluxos de umidade das mesmas categorias de anos. As unidades são 10-6 g s-1 kg-1 e 10-4 m g s-1 kg-1, respectivamente. Diferenças com nível de significância igual ou menor a 0,05 estão sombreadas.

(a) (b) (c) (d) Figura 5.11: Diferença entre as composições da divergência de fluxo de umidade verticalmente integrado, para eventos severos de chuva na área D em meses de novembro de anos (a) EN e neutros e (b) EN e LN. As figuras (c) e (d) mostram as diferenças entre as composições para os fluxos de umidade das mesmas categorias de anos. As unidades são 10-6 g s-1 kg-1 e 10-4 m g s-1 kg-1, respectivamente. Diferenças com nível de significância igual ou menor a 0,05 estão sombreadas. 5.3.1.3 Advecção de Vorticidade em 500 hPa

Composições de anomalias da advecção de vorticidade em 500 hPa durante eventos

extremos apresentam condições favoráveis ao movimento ascendente (advecção de

vorticidade ciclônica) apenas para extremos na área A e as anomalias são significativas

apenas em anos EN (figuras 5.12 (a) e (b)). Para a área D, durante eventos severos em ambas

as categorias de anos, não são vistos campos de advecção de vorticidade favoráveis à

ocorrência de chuva. (figuras 5.12 (c) e (d)).

Composições de anomalias defasadas em relação ao evento severo (figuras não

mostradas), mostram que para a área A existe certa persistência do núcleo de advecção de

vorticidade negativa sobre a região litorânea durante EN. Em anos LN há um núcleo sobre o

norte de SC que se une ao existente ao sul do RS. Para os extremos na área D, existe advecção

negativa que persiste ao sul do RS, tanto em anos EN como LN; no entanto, sobre a área de

interesse não ocorre advecção ciclônica em dias anteriores aos eventos.

81

As composições mensais mostram que em anos EN existe advecção de vorticidade

negativa no litoral da região Sul do Brasil, no entanto não significativa (figura 5.13 (a)). Em

anos de episódio frio há advecção significativa ciclônica sobre SC e PR (figura 5.13 (b)).

Desta maneira as condições favoráveis à ocorrência de extremos proporcionadas pela

advecção de vorticidade estão presentes para ambas as categorias de anos na região do litoral,

já que há advecção ciclônica nesta área na média mensal. Sobre a área do interior os extremos

de chuva devem ser favorecidos por outros fatores, como sugerido por Smith et. al. (1998).

No trabalho desses autores, advecção de vorticidade anticiclônica foi encontrada sobre

algumas regiões dos Estados Unidos onde havia significativa anomalia positiva de chuva

durante eventos EN e LN. Eles concluíram que a relação direta entre advecção de vorticidade

ciclônica (anticiclônica) e a existência (ausência) de chuvas durante anos de EN e LN não está

presente em todas as regiões analisadas. Sugerem que, nestes casos, outros fatores como

distúrbios no jato subtropical devido aos sistemas transientes, que não podem ser resolvidos

pela análise do fluxo básico, possam favorecer a ocorrência da precipitação.

(a) (b) (c) (d) Figura 5.12: Composição de anomalias de advecção de vorticidade em 500 hPa, para eventos severos de chuva na área A durante novembro de anos (a) EN e (b) LN. As figuras (c) e (d) mostram as composições para eventos extremos na área D. A unidade é 10-11s-2. Anomalias significativas em eventos extremos com nível de significância igual ou menor a 0,05 estão sombreadas.

(a) (b) Figura 5.13: Composição das anomalias mensais de advecção de vorticidade em 500 hPa, para novembro de anos (a) EN e (b) LN. A unidade é 10-11s-2. Anomalias com nível de significância igual ou menor a 0,05 estão sombreadas.

82

(a) (b) (c) (d) Figura 5.14: Diferença entre as composições de anomalias de advecção de vorticidade em 500 hPa, para eventos severos de chuva na área A em meses de novembro de anos (a) EN e neutros e (b) EN e LN. Para a área D as diferenças são mostradas pelas figuras (c) e (d) respectivamente. A unidade é 10-11s-2. Diferenças com nível de significância igual ou menor a 0,05 estão sombreadas.

Campos da diferença entre as composições mostram que em eventos extremos na área

A durante anos EN existe maior advecção de vorticidade ciclônica em relação aos extremos

de anos neutros (figura 5.14 (a)). Maior advecção negativa sobre o litoral ocorre durante

extremos de anos EN na área D, em relação aos anos neutros (figura 5.14 (c)). Entre anos EN

e LN, existe maior advecção ciclônica para a primeira categoria, ao sudeste do RS (figuras

5.14 (b) e (d)).

5.3.1.4 Anomalias de Precipitação

Para a área do litoral, as anomalias de chuva em extremos de anos EN (figura 5.15

(a)), mostram que os maiores centros de anomalias positivas são verificados no nordeste de

SC e também no norte do RS. Padrão este que é também apresentado pelo quarto CP da

análise de precipitação realizada para extremos nesta região (figura 4.21 (a)). O núcleo que

aparece no RS durante extremos de precipitação na área litorânea deve-se provavelmente ao

fato de que ocorre aumento na quantidade de chuva nesta região em média durante o mês de

novembro de EN (figura 5.16 (a)).

Em anos LN o núcleo de anomalias positivas aparece apenas sobre o nordeste de SC

(figura 5.15 (b)). Estas anomalias possuem magnitudes superiores àquelas vistas durante EN.

As composições mensais, por sua vez, mostram que durante os episódios frios ocorre

diminuição significativa da chuva em grande parte da região Sul (figura 5.16 (b)).

Os campos das diferenças entre as composições para anos EN e neutros sobre a área

A, não mostram valores significativos (figura 5.15 (c)). Entre os anos EN e LN ocorrem

diferenças significativas apenas sobre o RS (figura 5.15 (d)). Portanto, na área litorânea,

apesar de existir um aumento no número de eventos severos em anos EN, não são encontradas

83

quantidades de chuva significativamente maiores durante os eventos nessa categoria de anos

em relação às demais categorias. No entanto, sobre a região do RS ocorre maior quantidade de

chuva durante os extremos de anos EN quando comparados aos de anos LN, mesmo quando a

diferença é efetuada com base nos eventos severos da área litorânea.

Para a área D, as composições de anomalias em extremos tanto de anos EN quanto de

LN, mostram os maiores valores positivos sobre a região do RS (figura 5.17 (a) e (b)).

Durante os anos de EN o núcleo está no noroeste do Estado, sobre a área homogênea C,

região em que na média mensal há aumento de chuva em anos de episódio quente (figura 5.16

(a)). A maior concentração da precipitação sobre esta região é vista também pelo primeiro

modo da ACP da precipitação em eventos extremos na área D (figuras 4.22 (a) e (d)).

As diferenças significativas entre os campos de anomalias de chuva durante os

extremos nessa área do interior, em EN e anos normais (figura 5.17 (c)), mostram valores

maiores no noroeste do RS (área C) durante anos EN. Entre anos EN e LN não existem

diferenças significativas (figura 5.17 (d)).

(a) (b) (c) (d) Figura 5.15: Composição de anomalias de chuva, para eventos severos de precipitação na área A durante novembro de anos (a) EN e (b) LN. Diferença entre as composições de anomalias para eventos severos nesta área em meses de novembro de anos (a) EN e neutros e (b) EN e LN. A unidade é mm. Anomalias com nível de significância igual ou menor a 0,05 estão sombreadas.

(a) (b) Figura 5.16: Composição de anomalias mensais de chuva para novembro de anos (a) EN e (b) LN. A unidade é mm. Anomalias com nível de significância igual ou menor a 0,05 estão sombreadas.

84

(a) (b) (c) (d) Figura 5.17: Composição de anomalias de chuva, para eventos severos de precipitação na área D durante novembro de anos (a) EN e (b) LN. Diferença entre as composições de anomalias para eventos severos nesta área em meses de novembro de anos (a) EN e neutros e (b) EN e LN. A unidade é mm. Anomalias significativas com nível de significância igual ou menor a 0,05 estão sombreadas. 5.3.2 Análise para Julho 5.3.2.1 Altura Geopotencial Composições de anomalias de altura geopotencial em 850 hPa durante eventos

extremos de chuva na área E, em julho dos anos seguintes aos anos de EN, mostram forte

anomalia de baixa pressão no Sul do Brasil ladeada por centros de alta pressão que se

estendem dos subtrópicos até latitudes médias sobre os oceanos adjacentes (figura 5.18 (a)).

Esta configuração é semelhante à configuração de anomalias médias durante julho (+) de anos

EN (figura 5.19 (a)), embora as magnitudes sejam muito mais fortes durante os eventos

extremos do que na média mensal, o que é natural. Esta semelhança indica que durante julho

(+) de anos EN há condições favoráveis de grande escala para que se desenvolvam eventos

extremos.

As anomalias médias durante eventos extremos de chuva em julho de anos LN (+)

(figura 5.18 (b)) tem configuração muito semelhante à observada durante eventos extremos

em julho de anos EN (+) (figura 5.18 (a)), embora com anomalias anticiclônicas mais fortes

sobre os oceanos, e a baixa pressão sobre a área E estendendo-se em direção às maiores

latitudes. A composição de anomalias mensais para julho (+) de anos LN tem configuração

diferente e apenas anomalias de alta pressão em latitudes médias no Atlântico são

significativas (figura 5.19 (b)). Percebe-se, portanto, que há um padrão característico para

eventos extremos em julho na área E e que no ano (+) de episódios EN as perturbações

significativas associadas favorecem a ocorrência desse padrão, aumentando a freqüência de

eventos extremos, enquanto durante LN (+) não há favorecimento, tendendo os eventos

extremos até a diminuir (figura 2.1 (d)).

85

O padrão produzido pela diferença entre anomalias de altura geopotencial em 850 hPa

durante anos EN e neutros (figura 5.18 (d)) assemelha-se ao visto na composição mensal para

EN (+). A baixa sobre o continente é mais intensificada em anos EN (+) do que durante anos

neutros, assim como as altas pressões sobre os oceanos. Além da pressão mais baixa sobre a

área, favorável à convergência em baixos níveis e ao subseqüente movimento ascendente, a

sua posição mais para oeste facilita fluxo de ar quente e úmido do norte da AS para a região.

Esta diferença é igual àquela entre os primeiros CPs de altura geopotencial durante eventos

extremos em anos seguintes aos anos EN e neutros (figura 4.19 (a)). Aqueles CPs mostram

que em eventos extremos de anos EN (+) a alta sobre o Pacífico e a baixa sobre o continente

estão deslocados para leste em relação a sua posição durante eventos extremos em anos

neutros (figuras 4.17 (a) e 4.18 (a)).

O campo da diferença entre EN (+) e LN (+) (figura 5.18 (e)) não mostra diferenças

locais na circulação, mas sim distantes da área.

As composições de anomalias da pressão ao nível do mar (figuras não mostradas)

reforçam os aspectos apresentados pela altura geopotencial em 850 hPa.

(a) (b) (c)

(d) (e) Figura 5.18: Composição de anomalias de altura geopotencial em 850 hPa, para eventos severos de chuva na área E durante julho de anos seguintes aos (a) anos EN, (b) anos LN e (c) todos os anos. As figuras (d) e (e) mostram a diferença entre as composições das anomalias para eventos severos nesta área em meses de julho de anos seguintes aos anos de (a) EN e neutros e (b) EN e LN. A unidade é m. Anomalias com nível de significância igual ou menor a 0,05 estão sombreadas.

86

(a) (b) Figura 5.19: Composição de anomalias mensais de altura geopotencial em 850 hPa para julho de anos seguintes aos anos de (a) EN e (b) LN. A unidade é m. Anomalias com nível de significância igual ou menor a 0,05 estão sombreadas.

A circulação nos altos níveis durante eventos extremos em julho (+) de anos EN

mostra um padrão ondulatório significativo nas latitudes média/subtropicais (figura 5.20 (a)).

A baixa sobre o continente conjuntamente com a alta sobre o Atlântico intensifica o jato

subtropical sobre a área E. Esse padrão é verificado também na composição de anomalias

mensais para julho (+) de episódios EN, no entanto, um pouco deslocado em relação aos

eventos severos, e não significativo (figura 5.21 (a)). Para os extremos em LN (+) observa-se

um padrão similar ao de anos EN (+) (figura 5.20 (b)) e, portanto, diferente da composição

mensal em anos de episódio frio (figura 5.21 (b)).

(a) (b) (c)

(d)

(e)

Figura 5.20: Composição de anomalias de altura geopotencial em 250 hPa, para eventos severos de chuva na área E durante julho de anos seguintes aos (a) anos EN, (b) anos LN e (c) todos os anos. As figuras (d) e (e) mostram a diferença entre as composições das anomalias para eventos severos nesta área em meses de julho de anos seguintes aos anos de (a) EN e neutros e (b) EN e LN. A unidade é m. Anomalias com nível de significância igual ou menor a 0,05 estão sombreadas.

87

(a) (b) Figura 5.21: Composição de anomalias mensais de altura geopotencial em 250 hPa para jullho de anos seguintes aos anos de (a) EN e (b) LN. A unidade é m. Anomalias com nível de significância igual ou menor a 0,05 estão sombreadas.

Campos das diferenças mostram valores significativos distantes da área E (figuras

5.20 (d) e (e)). A diferença entre anos EN (+) e anos neutros mostra, que para a primeira

categoria, existe pressão mais baixa sobre o sudoeste do continente, estendendo-se até as altas

latitudes, enquanto em grande parte do Brasil existe pressão mais alta. Esta diferença favorece

maior intensificação do jato de altos níveis em anos de EN (+) do que em anos neutros. A

diferença entre EN (+) e LN (+) apresenta características semelhantes sobre o continente. 5.3.2.2 Fluxo de Umidade e sua Divergência Composições das anomalias do fluxo de umidade verticalmente integrado e da sua

divergência mostram que durante eventos extremos na área E em julho (+) de anos EN há

umidade vinda da região noroeste do continente, que converge sobre a região Sul do país e

sobre o Atlântico (figuras 5.22 (a) e (c)). Para extremos em LN (+) também o fluxo traz

umidade do noroeste da AS, mas a maior convergência ocorre sobre o Atlântico. Sobre a área

E apenas verifica-se um pequeno núcleo de convergência significativa no leste do RS (figuras

5.22 (b) e (d)).

(a) (b) (c) (d) Figura 5.22: Composição de anomalias de divergência de fluxo de umidade verticalmente integrado para eventos severos de chuva na área E durante julho dos anos seguintes aos anos de (a) EN e (b) LN. As figuras (c) e (d) mostram as composições para os fluxos de umidade nas mesmas categorias de anos. As unidades são 10-6 g s-1 kg-1 e 10-4 m g s-1 kg-1, respectivamente. Anomalias significativas em eventos extremos com nível de significância igual ou menor a 0,05 estão sombreadas.

88

(a) (b) (c) (d) Figura 5.23: Composição das anomalias mensais da divergência de fluxo de umidade verticalmente integrado para julho de anos seguintes aos anos de (a) EN e (b) LN. As figuras (c) e (d) mostram as composições para o fluxo de umidade nas mesmas categorias de anos. As unidades são 10-6 g s-1 kg-1 e 10-4 m g s-1 kg-1, respectivamente. Anomalias com nível de significância igual ou menor a 0,05 estão sombreadas.

(a) (b) (c) (d) Figura 5.24: Diferença entre as composições da divergência de fluxo de umidade verticalmente integrado, para eventos severos de chuva na área E em meses de julho dos anos seguintes aos anos de (a) EN e neutros e (b) EN e LN. As figuras (c) e (d) mostram as diferenças entre as composições para os fluxos de umidade nas mesmas categorias de anos. As unidades são 10-6 g s-1 kg-1 e 10-4 m g s-1 kg-1, respectivamente. Diferenças com nível de significância igual ou menor a 0,05 estão sombreadas.

As composições de anomalias mensais para julho (+) de episódios EN e LN (figura

5.23) mostram convergência sobre a área E em EN (+) e divergência em LN (+). O fluxo de

umidade vem do norte do continente em direção ao Sul do Brasil em anos EN (+),

convergindo com fluxo sobre o Atlântico, enquanto que em LN (+) dirige-se de sul para norte.

Esses campos, no entanto, não apresentam significância sobre a área de estudo.

A diferença entre as composições para EN (+) e anos neutros (figura 5.24) mostra que

na primeira categoria de anos, ocorre maior entrada de umidade na área E trazida do interior

do continente. A convergência tende a ser mais pronunciada em anos de EN (+) do que nos

neutros, mas não há diferenças locais significativas. Entre anos EN (+) e LN (+) não se

verificam localmente diferenças significativas no fluxo, apenas na convergência sobre o

litoral de SC.

89

5.3.2.3 Advecção de Vorticidade em 500 hPa

As composições de anomalias de advecção de vorticidade em 500 hPa, em eventos

extremos mostram valores positivos sobre a área E, para ambas as categorias de anos (EN e

LN) (figuras 5.25 (a) e (b)), conforme ocorreu para novembro (0) na área D. Os campos

mensais mostram núcleos positivos e negativos, respectivamente em anos de EN (+) e LN (+),

no entanto sem apresentar significância (figuras 5.26 (a) e (b)). A diferença entre as anomalias

apresenta maior advecção de vorticidade positiva em extremos de anos EN (+), em relação

aos anos neutros e LN (+) (figuras 5.25 (c) e (d)).

(a) (b) (c) (d) Figura 5.25: Composição de anomalias de advecção de vorticidade em 500 hPa, para eventos severos de chuva na área E durante julho dos anos seguintes aos anos de (a) EN e (b) LN. As figuras (c) e (d) mostram a diferença entre as composições das anomalias para eventos severos nesta área em meses de julho de anos seguintes aos anos de (a) EN e neutros e (b) EN e LN. A unidade é 10-11s-2. Anomalias com nível de significância igual ou menor a 0,05 estão sombreadas.

(a) (b) Figura 5.26: Composição de anomalias mensais de advecção de vorticidade em 500 hPa para jullho de anos seguintes aos anos de (a) EN e (b) LN. A unidade é 10-11s-2. Anomalias com nível de significância igual ou menor a 0,05 estão sombreadas.

5.3.2.4 Anomalias de Precipitação

A distribuição da chuva durante eventos severos na área E mostra-se bastante

homogênea sobre a região Sul do Brasil, para anos (+) tanto de episódios quentes quanto frios

(figuras 5.27 (a) e (b)). Um núcleo de anomalia positiva estende-se do centro-leste do RS até

o oeste de SC em EN (+). Este aspecto é encontrado também no primeiro modo da ACP

90

(figuras 4.24 (a) e (d)). Para LN (+) observa-se que este núcleo é apenas um pouco

enfraquecido e deslocado para oeste (figura 5.27 (b)).

As composições de anomalias mensais de chuva (figuras 5.28 (a) e (b)) mostram que

em EN (+) há aumento de chuva no RS e SC enquanto que no PR verifica-se diminuição. No

entanto, apenas pequenas áreas no norte do PR e centro-leste do RS são significativas. Em LN

(+) ocorre diminuição de chuva no RS e SC e o aumento no PR, ou seja, o padrão inverso ao

visto em EN (+). Apenas a região central do RS apresenta significância. Isto mostra que,

enquanto o aumento de número de eventos extremos é significativo em julho (+) de episódios

EN sobre uma grande área (figura 2.1 (c)), o aumento significativo da chuva média é mais

restrito.

A diferença entre as anomalias de chuva durante eventos extremos na área E em anos

EN (+) e neutros mostra que além do leste do RS apresentar aumento na quantidade de chuva

durante extremos de EN (+), ainda o leste e oeste de SC apresentam aumento na precipitação,

enquanto que sobre o norte do PR há redução (figura 5.27 (c)). Para a diferença entre anos EN

(+) e LN (+) (figura 5.27 (d)) existe aumento da chuva na primeira categoria de anos no leste

e centro-oeste do RS, assim como no norte de SC, sul e litoral do PR.

(a) (b) (c) (d) Figura 5.27: Composição de anomalias de chuva, para eventos severos de precipitação na área E durante julho dos anos seguintes aos anos de (a) EN e (b) LN. As figuras (c) e (d) mostram a diferença entre as composições das anomalias para eventos severos nesta área em meses de julho de anos seguintes aos anos de (a) EN e neutros e (b) EN e LN. A unidade é mm. Anomalias com nível de significância igual ou menor a 0,05 estão sombreadas.

(a) (b) Figura 5.28: Composição das anomalias mensais de chuva para julho de anos seguintes aos anos de (a) EN e (b) LN. A unidade é mm. Anomalias com nível de significância igual ou menor a 0,05 estão sombreadas.

91

5.3.3 Diferenças inter-episódios El Niño no impacto sobre eventos extremos Durante o período de 1950 a 2000 foram encontrados alguns episódios EN com menos

eventos severos de chuva, nas áreas homogêneas A, D e E, que o número médio em anos

neutros. Para procurar entender esta inversão do impacto, são mostradas composições de

anomalias mensais de alguns parâmetros atmosféricos durante anos EN com mais eventos

severos que o normal e também em anos com menos extremos.

5.3.3.1 Análise para Novembro Durante os anos neutros ocorrem, em média, 4,3 eventos extremos de chuva em

novembro na área A e 4,8 na área D. Desta forma, anos EN em que ocorrem mais eventos

severos na área A do que a média de anos neutros são: 1957, 1963, 1965, 1969, 1976, 1982,

1986, 1991 e 1997. Já os anos 1951, 1953, 1972 e 1987 compõem a categoria na qual ocorrem

menos extremos do que em média (figura 5.29 (a)). Para a área D, as duas classes são

compostas pelos anos 1951, 1963, 1969, 1972, 1982, 1986, 1991 e 1997, apresentando mais

eventos que o normal, e 1953, 1957, 1965, 1976 e 1987, com menos eventos que a média de

anos neutros (figura 5.29 (b)).

(a) (b) Figura 5.29: Número de eventos severos de chuva ocorridos em novembro de anos EN, nas áreas (a) A e (b) D. A linha horizontal mostra a média de eventos extremos ocorridos nestas áreas durante novembro de anos neutros.

A composição de anomalias mensais da altura geopotencial em 850 hPa, para anos EN

com mais extremos que o normal na área A, mostra baixa anômala significativa sobre o

sudoeste do continente e que a alta a sudoeste da AS estende-se para o Atlântico (figura 5.30

(a)). Para anos em que o número de extremos é inferior à média, estes aspectos não ocorrem

(figura 5.30 (b)). Para a área D (figuras 5.30 (c) e (d)), anos com mais extremos também

92

mostram anomalia negativa significativa sobre o sudoeste do continente e positiva no Pacífico

sul enquanto que para a outra categoria não se verificam anomalias significativas nessas

regiões. Além disso, na categoria com menos eventos extremos há uma alta anômala

significativa no Atlântico sudoeste. As composições para pressão ao nível do mar reforçam os

aspectos mostrados pela altura geopotencial em baixos níveis (figuras não mostradas).

Nos altos níveis, em anos EN com mais extremos que o normal na área A, é

significativa a baixa no sudoeste da AS, que intensifica o jato subtropical sobre o Sul do país

(figura 5.31 (a)). Para anos com menor ocorrência de chuva extrema a alta significativa sobre

o Sul do Brasil, desloca o jato subtropical para as latitudes maiores. Apresenta ainda um

escoamento mais zonal nesta categoria (figura 5.31 (b)). Em anos EN com mais extremos na

área D (figura 5.31 (c)), há nos altos níveis um dipolo subtropical ciclone/anticiclone

significativo, que intensifica o jato sobre o Sul do país, enquanto uma alta predomina a

sudoeste da AS e uma baixa a sudeste. Em anos EN com menos eventos severos que o

normal, não ocorrem anomalias subtropicais significativas e o padrão extratropical é invertido

(figura 5.31 (d)).

As composições da divergência do fluxo de umidade verticalmente integrado, não

mostram diferenças significativas entre os meses de novembro de anos EN com mais

extremos que o normal, na área A, daqueles que apresentam menos extremos (figuras 5.32 (a)

e (b)). Em ambos existe convergência de umidade sobre a área, no entanto não significativa.

O fluxo da umidade é predominantemente do centro do continente para o sul (figuras 5.32 (c)

e (d)). Verifica-se significância apenas em anos EN com mais extremos do que em média. O

comportamento das diferenças sugere que não é a disponibilidade maior ou menor de umidade

que regula a freqüência de eventos extremos na área A durante eventos EN. Já para a área D,

existe convergência e fluxo de umidade (vindo do interior do continente) significativos em

anos EN com número de extremos acima da média (figuras 5.33 (a) e (c)), enquanto o mesmo

não ocorre em episódios com menor número de extremos. Nestes anos, o fluxo de umidade

tende a vir do Atlântico em direção ao continente, no entanto sem apresentar significância e

convergência sobre a área de interesse (figuras 5.33 (b) e (d)).

Composições da advecção de vorticidade em 500 hPa não mostraram anomalias

significativas sobre as regiões A e D nas duas categorias de anos EN (figuras não mostradas).

Ambos os campos de anomalias de TSM associadas com episódios EN, tanto aqueles

com mais como aqueles com menos eventos extremos nas áreas A e D, mostram

características destes episódios (figuras 5.34 (a), 5.34 (b), 5.35 (a) e 5.35 (b)). A variação na

TSM entre uma categoria e outra é mais visível através das diferenças entre as composições

93

(figuras 5.34 (c) e 5.35 (c)). Nos episódios em que há mais eventos extremos na área A, existe

aumento significativo na região do Pacífico leste, sobre o equador e nos subtrópicos ao norte e

ao sul. Ainda para esses anos, ocorre redução significativa na TSM do Atlântico norte e do

Pacífico norte, em latitudes médias, e Pacífico sul subtropical oeste. Para a área D, a diferença

entre as duas categorias de anos ocorre basicamente na região do Índico e no Pacífico tropical

leste, sobre o equador e ao sul dele, onde há aumento da TSM durante EN com mais extremos

que o normal. Também no Atlântico há diferenças, com distribuição tripolo sobre o Atlântico

norte, só significativas em altas latitudes.

Os campos das diferenças de anomalias de TSM mostram que características de

variabilidade interdecadal, como aquelas encontradas por Enfield e Mestas-Nuñez (1999),

estão presentes, influenciando a freqüência de eventos extremos durante episódios EN. Para a

área do litoral (A), características da Variabilidade Interdecadal do Pacífico estão mais

presentes, destacando-se as anomalias nos subtrópicos do Pacífico leste, ao norte do equador,

e as de sinal contrário no Pacífico central norte extratropical.

(a) (b) (c) (d) Figura 5.30: Composição de anomalias mensais de altura geopotencial em 850 hPa para novembro de anos EN com (a) mais e (b) menos eventos severos do que o normal, na área A. As figuras (c) e (d) mostram as composições para a área D. A unidade é m. Anomalias com nível de significância igual ou menor a 0,05 estão sombreadas.

(a) (b) (c) (d) Figura 5.31: Composição de anomalias mensais de altura geopotencial em 250 hPa para novembro de anos EN com (a) mais e (b) menos eventos severos do que o normal, na área A. As figuras (c) e (d) mostram as composições para a área D. A unidade é m. Anomalias com nível de significância igual ou menor a 0,05 estão sombreadas.

94

(a) (b) (c) (d) Figura 5.32: Composição de anomalias mensais de divergência de fluxo de umidade verticalmente integrado para novembro de anos EN com (a) mais e (b) menos eventos severos do que o normal, na área A. As figuras (c) e (d) mostram as composições para os fluxos de umidade nas mesmas categorias de anos. As unidades são 10-6 g s-1 kg-1 e 10-4 m g s-1 kg-1, respectivamente. Anomalias com nível de significância igual ou menor a 0,05 estão sombreadas.

(a) (b) (c) (d) Figura 5.33: Composição de anomalias mensais de divergência de fluxo de umidade verticalmente integrado para novembro de anos EN com (a) mais e (b) menos eventos severos do que o normal, na área D. As figuras (c) e (d) mostram as composições para os fluxos de umidade nas mesmas categorias de anos. As unidades são 10-6 g s-1 kg-1 e 10-4 m g s-1 kg-1, respectivamente. Anomalias com nível de significância igual ou menor a 0,05 estão sombreadas.

(a) (b) (c) Figura 5.34: Composição de anomalias mensais de TSM para novembro de anos EN com (a) mais e (b) menos eventos severos do que o normal, na área A. A figura (c) mostra a diferença entre (a) e (b). A unidade é °C. Anomalias com nível de significância igual ou menor a 0,05 estão sombreadas. Algumas características da Variabilidade Multidecadal do Pacífico também estão presentes,

principalmente as anomalias no Pacífico norte extratropical e as de sinal contrário no Pacífico

central-leste equatorial (figura 5.34 (c)). Para a área do interior da região Sul (D), as

95

diferenças apresentam principalmente características da Variabilidade Multidecadal do

Atlântico, especialmente no Atlântico norte, no Pacífico leste e no Índico (figura 5.35 (c)).

A figura 5.36 mostra a distribuição espacial das anomalias significativas de chuva

durante as duas categorias de anos EN, nas áreas A e D. Na região litorânea, anos EN com

maior número de extremos mostram anomalias positivas de chuva sobre a área (figura 5.36

(a)), enquanto que na outra categoria de anos ocorrem anomalias negativas, embora não

significativas (figura 5.36 (b)). Em anos EN com mais extremos que o normal sobre a área D

há anomalias positivas significativas de chuva sobre grande parte da região Sul (figura 5.36

(c)). Já para outra categoria de anos (figura 5.36 (d)), verifica-se anomalia negativa (não

significativa) em toda a região, exceto no litoral de SC.

(a) (b) (c) Figura 5.35: Composição de anomalias mensais de TSM para novembro de anos EN com (a) mais e (b) menos eventos severos do que o normal, na área D. A figura (c) mostra a diferença entre (a) e (b). A unidade é °C. Anomalias com nível de significância igual ou menor a 0,05 estão sombreadas.

(a) (b) (c) (d) Figura 5.36: Composição de anomalias mensais de chuva para novembro de anos EN com (a) mais e (b) menos eventos severos do que o normal, na área A. As figuras (c) e (d) mostram as composições para a área D. A unidade é mm. Anomalias com nível de significância igual ou menor a 0,05 estão sombreadas.

96

5.3.3.2 Análise para Julho

Para julho de anos seguintes aos anos de episódios EN ou LN, a média de eventos

extremos ocorridos na área E, é de 4,7 eventos por mês. Os anos EN (+) que apresentam mais

eventos que a média são 1952, 1954, 1964, 1966, 1973, 1977, 1983, 1987, 1992 e 1998,

enquanto que os anos 1958, 1970 e 1988 apresentam menos extremos que o normal (figura

5.37).

Figura 5.37: Número de eventos severos de chuva ocorridos em julho (+) de episódios EN, na área E. A linha horizontal mostra a média de eventos extremos ocorridos durante julho (+) de anos neutros. Em anos EN (+) com mais eventos extremos predominam anomalias de baixa pressão

em baixos níveis sobre a área E, embora não significativas (figura 5.38 (a)), enquanto nos

anos com menos eventos severos há anomalias positivas significativas de altura geopotencial

sobre esta região (figura 5.38 (b)). Nos altos níveis, o dipolo ciclone/anticiclone (não

significativo) sobre o continente intensifica o jato subtropical sobre o RS durante anos com

mais extremos (figura 5.38 (c)), enquanto na outra categoria predomina alta pressão

significativa sobre o Sul do Brasil, que enfraquece o jato sobre a área E (figura 5.38 (d)).

Os campos do fluxo de umidade e sua divergência mostram que há convergência no

Sul do Brasil em anos EN (+) com mais extremos que o normal (figura 5.39 (a)), enquanto

que para a outra categoria verifica-se divergência (figura 5.39 (b)). Em ambos os casos não

são encontradas anomalias significativas sobre a área E. Em anos com maior ocorrência dos

eventos, a umidade é predominantemente trazida do interior do continente para a região Sul

do país, porém as anomalias de fluxo não são significativas (figura 5.39 (c)). O fluxo de

umidade, no entanto, mostra-se bastante significativo em anos com menor ocorrência de

97

extremos, vindo do oceano Atlântico em direção ao continente, todavia não havendo

convergência sobre a área (figura 5.39 (d)).

Como verificado durante os meses de novembro (0), para julho (+) as composições de

anomalias de advecção de vorticidade em 500 hPa não mostram condições favoráveis à maior

e/ou menor ocorrência de extremos durante as categorias de anos EN (+) (figuras não

mostradas).

Composições de anomalias da TSM, para julho (+) de episódios EN com mais ou com

menos eventos extremos (figuras 5.40 (a) e (b)) mostram que para a maior ocorrência de

chuva severa são importantes TSMs mais altas no Pacífico leste. Pela diferença entre as

composições (figura 5.40 (c)) as regiões significativas mostram aumento no Pacífico leste e

no Índico sul, além de redução na TSM do Atlântico norte e Pacífico subtropical sul e norte,

em anos com mais extremos que o normal. Aspectos da variabilidade Multidecadal do

Atlântico e do Pacífico estão presentes neste campo (Enfield e Mestas Nuñez, 1999).

(a) (b) (c) (d) Figura 5.38: Composição de anomalias mensais de altura geopotencial em 850 hPa para julho (+) de anos EN com (a) mais e (b) menos eventos severos do que o normal, na área E. As figuras (c) e (d) mostram as composições em 250 hPa para as mesmas categorias de anos. A unidade é m. Anomalias com nível de significância igual ou menor a 0,05 estão sombreadas.

(a) (b) (c) (d) Figura 5.39: Composição de anomalias mensais de divergência de fluxo de umidade verticalmente integrado para julho (+) de anos EN com (a) mais e (b) menos eventos severos do que o normal, na área E. As figuras (c) e (d) mostram as composições para os fluxos de umidade para as mesmas categorias de anos. As unidades são 10-6 g s-1 kg-1 e 10-4 m g s-1 kg-1, respectivamente. Anomalias com nível de significância igual ou menor a 0,05 estão sombreadas.

98

(a) (b) (c) Figura 5.40: Composição de anomalias mensais de TSM para julho (+) de anos EN com (a) mais e (b) menos eventos severos do que o normal, na área E. A figura (c) mostra a diferença entre (a) e (b). A unidade é °C. Anomalias com nível de significância igual ou menor a 0,05 estão sombreadas.

5.4 Conclusões Durante episódios EN, a ocorrência de eventos extremos em novembro, tanto na área

A como na área D, está associada à baixa pressão anômala em baixos níveis no sudoeste da

AS (incluindo essas duas áreas) que, além de produzir convergência sobre elas, intensifica o

fluxo de ar quente e úmido do Norte e Centro do país em direção ao Sul. Este fluxo é ainda

reforçado por alta anômala no leste da AS, principalmente para eventos extremos na área D.

Em altos níveis, um par ciclone-anticiclone anômalo sobre a AS subtropical ocorre durante

eventos extremos em ambas as áreas, com pequeno deslocamento para leste no caso da região

A, reforçando o jato subtropical sobre cada uma dessas áreas. A maior diferença entre os

campos anômalos em eventos extremos nas áreas A e D é a alta extratropical, que em eventos

extremos na região A está a sudeste da AS, no sudoeste do Atlântico, enquanto em eventos

extremos na área D está a sudoeste do continente. O fortalecimento desta alta no Atlântico

sudoeste parece inibir eventos extremos na área D e favorecê-los na área A. Os aspectos

gerais, citados acima, aparecem também na composição de anomalias para eventos severos de

todos os anos nestas regiões, sendo as condições mais associadas com estes eventos (apenas

em baixos níveis a média de todos os anos é diferente para a área A). Condições semelhantes

aparecem na composição de perturbações médias mensais produzidas por episódios EN, o que

explica o aumento de eventos extremos nas áreas A e D durante estes episódios: as

perturbações de grande escala são muito semelhantes às perturbações associadas a eventos

extremos, criando condições muito favoráveis para estes eventos, de modo particularmente

intenso para a área D.

99

Durante episódios LN, os extremos de chuva na área A estão associados com padrão

diferente de anomalias daquele verificado para EN, apresentando alta pressão no sudoeste da

AS (não incluindo o Sul do Brasil) e baixa pressão no leste deste continente, estendendo-se

até o Sul do Brasil. Este padrão é semelhante em baixos níveis, mas diferente em altos níveis,

ao verificado na média para todos os eventos extremos na área A. Neste caso, a umidade é

trazida do Atlântico. Sobre o continente, há alguma semelhança com as perturbações médias

mensais produzidas por episódios LN, mas os padrões no Pacífico e no Atlântico subtropical

são diferentes. Tendo em vista que as perturbações produzidas por episódios LN sobre o

continente em baixos níveis não são opostas àquelas associadas com eventos extremos na área

A, enquanto as de altos níveis são diferentes, é consistente não haver diferença significativa

na freqüência de eventos extremos na área A durante episódios LN, o que foi constatado no

capítulo 2. Os extremos de chuva na área D durante episódios LN mostram, sobre a parte sul

do continente, condições semelhantes às observadas durante episódios EN e na média de

todos os anos, embora sejam diferentes em outras regiões. Condições completamente opostas

aparecem sobre a parte sul do continente na composição de perturbações médias mensais

produzidas por episódios LN, o que explica a grande diminuição de eventos extremos na área

D durante estes episódios: as perturbações de grande escala são opostas às perturbações que

causam eventos extremos, criando condições muito desfavoráveis para estes eventos, de modo

particularmente intenso para a área D. Para que eles ocorram, os padrões de perturbação

associados à LN devem ser deslocados ou enfraquecidos por um sistema suficientemente

forte.

Os padrões de circulação associados com eventos extremos em julho na área E são

semelhantes tanto para anos EN (+) como para LN (+) e para a média de todos os anos.

Percebe-se, portanto, que há um padrão característico para eventos extremos em julho na área

E e que no ano (+) de episódios EN as perturbações significativas associadas favorecem a

ocorrência desse padrão, aumentando a freqüência de eventos extremos, enquanto durante LN

(+) não há favorecimento, tendendo os eventos extremos até a diminuir. Enquanto as

anomalias mensais para julho (+) em episódios EN tem estrutura equivalente barotrópica, as

anomalias durante eventos extremos só tem esta estrutura no Pacífico e nas latitudes médias

sobre o continente e sobre o Atlântico. Nos subtrópicos, a estrutura é a de uma onda

baroclínica, como é comum durante o inverno, propagando-se para nordeste após passar os

Andes. Isto confirma que os episódios EN produzem perturbações de estrutura barotrópica nas

latitudes médias/subtropicais que favorecem a intensificação de ondas baroclínicas de oeste

que estejam em fase com estas perturbações, produzindo assim mais eventos extremos.

100

As diferenças entre campos anômalos associados a eventos severos em diferentes

categorias de anos, nas áreas A, D e E, indicam que em anos EN as condições são geralmente

ainda mais propícias à ocorrência de fortes chuvas do que em anos neutros e LN. Isto é

consistente com o fato de que a diferença entre as composições de anomalias de chuva em

eventos extremos das diferentes categorias de anos geralmente indica anomalias médias mais

fortes durante anos EN. É consistente também com os resultados do capítulo 2, sobre as

distribuições de chuvas extremas. A única exceção é a área D, na qual em algumas partes a

anomalia média durante eventos extremos em EN é maior que durante LN, enquanto em

outras ocorre o contrário (embora sem significância). Este resultado é consistente com a

distribuição de chuvas extremas na área D, nas figuras 2.5 e 2.6. Embora nesta área ocorram

bem menos eventos extremos durante LN, quando eles ocorrem devem-se a sistemas

relativamente fortes, conforme mencionado acima.

Embora o impacto de episódios EN sobre a freqüência de eventos extremos de

precipitação seja consistente, há episódios nos quais o número de eventos extremos diminui

em relação aos anos neutros. A diferença entre os campos anômalos para episódios EN com

mais e com menos eventos extremos nas áreas analisadas confirma que algumas

características importantes para produzir estes eventos em cada área não existem durante

episódios EN com menos eventos extremos. A diferença entre campos de TSM indica a

modulação dos impactos de EN pela variabilidade interdecadal. Embora as anomalias

características de TSM em episódios EN estejam presentes em ambas categorias, a diferença

mostra padrões característicos de anomalias de TSM associadas com modos não-EN de

variabilidade interdecadal. Para a área A, a diferença mostra principalmente características da

Variabilidade Interdecadal do Pacífico, todavia algumas características da Variabilidade

Multidecadal do Pacífico também estão presentes. A diferença para a área D mostra aspectos

presentes na Variabilidade Multidecadal do Atlântico e do Pacífico. A diferença para a área E

mostra que para a maior ocorrência de eventos extremos em julho são importantes TSMs mais

altas no Pacífico leste. Nesta diferença aparecem aspectos da Variabilidade Multidecadal do

Atlântico e do Pacífico. É impossível separar completamente a influência destes modos de

variabilidade com a análise no período estudado, pois eles tiveram várias oscilações comuns

nas décadas de 70 e 80.

Análise adicional sobre a variabilidade interdecadal é apresentada no próximo

capítulo.

101

CAPÍTULO 6

A Variabilidade Interdecadal dos Eventos Extremos

6.1 Introdução No capítulo anterior verificou-se que o impacto de episódios EN sobre a freqüência de

eventos extremos no Sul do Brasil pode ser modulado por outra variabilidade de baixa

freqüência, de modo que, apesar deste impacto ser consistente, o número de eventos extremos

pode variar de um episódio para outro e pode mesmo sofrer redução a valores abaixo do

normal. Neste capítulo, pretende-se verificar, com maior profundidade que no capítulo

anterior, se esta modulação tem conexão com modos já conhecidos de variabilidade climática

interdecadal, tanto atmosférica como oceânica. Esta análise é feita para as áreas homogêneas

já delimitadas e também para toda a região Sul, através da determinação de modos de

variabilidade interdecadal de eventos extremos e sua relação com a TSM e com índices de

oscilação climáticos. Para situar esta investigação no contexto da variabilidade interdecadal já

conhecida, apresenta-se inicialmente uma breve revisão sobre o assunto.

Importante modo de variabilidade de baixa freqüência que ocorre no oceano Pacífico,

depois do ENOS, é a Oscilação Decadal do Pacífico (ODP). É caracterizada por anomalias de

TSM relativamente simétricas ao equador e, embora tenha similaridades com o ENOS,

apresenta maiores amplitudes nas médias latitudes do que nas baixas, e é menos confinada

equatorialmente no Pacífico leste do que em ENOS (Mantua et. al., 1997). A fase positiva

desta oscilação é caracterizada basicamente por anomalias positivas de TSM no Pacífico

tropical leste e anomalias de sinais opostos nos subtrópicos. Durante a fase negativa, estes

padrões são invertidos (Mantua et. al., 1997).

Outra variabilidade de mais baixa freqüência, demonstrada por Folland et. al. (2002), é

uma manifestação quase-simétrica da ODP, abrangendo, no entanto, uma maior área sobre o

Pacífico: é a Oscilação Interdecadal do Pacífico (OIP). O período de sua oscilação é em

torno de 16 anos (Tourre et. al., 2001) podendo, contudo, chegar a 25 ou ainda de 50 a 70

anos. A ODP por sua vez, possui um período de 11 anos, aproximadamente (Tourre et. al.,

2001), podendo também a atingir de 15 a 30 anos.

A variabilidade interanual nos trópicos é, portanto, modulada em escala de tempo

interdecadal. As oscilações podem atuar, desta maneira, construtiva ou destrutivamente em

102

relação a ENOS, fortalecendo ou enfraquecendo as anomalias de TSM associadas, assim

como o impacto causado na circulação e precipitação globais.

Quando o índice da OIP é positivo, o ENOS mostra baixas amplitudes. A termoclina

encontra-se muito mais profunda durante estes períodos no Pacífico tropical leste, tornando

mais difícil águas de maiores profundidades atingirem à superfície do oceano, reduzindo deste

modo as amplitudes do ENOS (Pierce et. al., 2000; Meehl et. al., 2001).

Silva e Kayano (2006) mostram que as anomalias de TSM em anos de EN e LN

apresentam diferenças entre as duas fases da ODP. Anomalias coerentes de TSM abrangem

uma larga região no Pacífico tropical leste e no Atlântico tropical norte no período de

junho(0)/julho(0) até abril(+)/maio(+) quando a ODP está em fase com o ENOS. Para os

casos em que estão fora de fase, aspectos diferentes são encontrados.

Segundo Arblaster et. al. (2002), ENOS parece ter mais forte influência no clima da

Austrália durante os períodos de anomalias negativas de TSM no Pacífico tropical, em escala

de tempo interdecadal, enquanto o contrário ocorre durante os períodos de anomalias

positivas.

Verifica-se em vários trabalhos a abrupta mudança no padrão global da TSM em

meados da década de 70, havendo um aquecimento no Pacífico tropical e resfriamento das

águas do Pacífico norte (Trenberth e Hurrel, 1994; Zhang et. al., 1997). Esta mudança é vista

como uma flutuação natural do sistema climático.

Kumar et. al. (1999) verificaram mudanças também na circulação de Walker entre os

períodos 1958-1980 e 1981-1996.

O oceano Atlântico norte também exibe variabilidade considerável em longas escalas

de tempo através da Oscilação do Atlântico Norte (OAN), manifestando-se como flutuações

coerentes na temperatura do oceano e da terra, chuva e pressão na superfície, com uma série

de impactos na sociedade e meio ambiente. Este modo de variabilidade mostra-se mais

intensificado durante o inverno do Hemisfério Norte. É uma oscilação na direção norte-sul da

massa atmosférica entre a baixa subpolar da Islândia e a alta subtropical de Açores. O padrão

correspondente de anomalias da TSM durante o inverno consiste em um tripolo. Em sua fase

positiva, ocorre fortalecimento dos ventos de oeste nas médias latitudes devido à

intensificação da baixa (alta) pressão na superfície do Atlântico norte subpolar (subtropical)

(Hurrell et. al., 2000).

Enfield e Mestas-Nunez (1999) encontraram vários modos de variabilidade de baixa

freqüência de TSM na análise de EOFs da TSM filtrada e os relacionou com variabilidade

atmosférica. O primeiro modo, Variabilidade Interdecadal do Pacífico, representa

103

principalmente oscilações no Pacífico leste, ao sul e ao norte do equador, com sinal contrário

no Pacífico extratropical. O segundo modo, a Variabilidade Multidecadal do Pacífico, exibe

algumas similaridades, em termos dos padrões de TSM, com a Variabilidade Interdecadal.

Apresenta na fase positiva da oscilação, anomalias negativas de TSM sobre o Pacífico

equatorial central e subtropical leste, enquanto sobre o Pacífico subtropical norte

(principalmente) e sul, assim como sobre o Atlântico, ocorrem anomalias positivas. O terceiro

modo, a Variabilidade Multidecadal do Atlântico mostra, na fase positiva, anomalias

negativas no Pacífico equatorial leste, Atlântico subtropical sul e Índico, enquanto sobre o

Atlântico norte aparece um tripolo com anomalias positivas nos extratrópicos e trópicos, com

anomalias negativas em latitudes médias, junto à costa da América do Norte. O período desta

oscilação atinge de 20 a 40 anos, aproximadamente.

6.2 Metodologia e Dados As séries de números de eventos extremos ocorridos no período de 1950 a 2000, de

cada uma das áreas homogêneas, foram submetidas a um filtro gaussiano de 9 pontos, o qual

elimina as freqüências superiores e iguais às oscilações de ENOS (períodos menores que 7

anos). É utilizado este filtro por possuir uma melhor resposta de freqüência em relação à

média móvel de 9 pontos. A nova série filtrada é correlacionada com a TSM mensal não

filtrada. Utiliza-se o método de Monte Carlo para o cálculo da significância destas

correlações. O método é útil na determinação do nível de significância quando a distribuição

de probabilidade dos dados assim como seus graus de liberdade são desconhecidos.

O método consiste em gerar 10.000 permutações do campo de TSM que são

novamente correlacionados com as séries de números de eventos severos. Para que fosse

possível computacionalmente efetuar a permutação a fim de gerar estes 10.000 novos campos,

os dados de TSM, que se encontravam originalmente em uma grade com resolução de 1° de

latitude/longitude, foram interpolados em uma nova grade de 10°, como em (Grimm et. al.,

2006). Em cada ponto de grade foram contabilizados o número de vezes em que as novas

correlações apresentaram valores absolutos acima dos valores absolutos obtidos com o campo

original. Este número dividido por 10.000 fornece o nível de significância.

As séries filtradas foram ainda correlacionadas com alguns índices de oscilação

interdecadal, obtidos do Climate Diagnostics Center, como o Índice de Oscilação Decadal do

Pacífico (IODP), Índice de Oscilação do Atlântico Norte (IOAN), Índice de Oscilação

Multidecadal do Atlântico (IOMA) e Índice de Oscilação Antártica (IOA). O IODP contém

104

elementos comuns à Variabilidade Interdecadal e Multidecadal do Pacífico, enquanto o

IOMA representa a Variabilidade Multidecadal do Atlântico, de Enfield e Mestas-Nuñez

(1999). O nível de significância é também obtido pelo método de Monte Carlo.

O IODP é derivado do primeiro CP de anomalias mensais da TSM no oceano Pacífico

norte. A média mensal global das anomalias são removidas para separar este padrão de

variabilidade de qualquer sinal de aquecimento global que possa estar presente nos dados

(Mantua et. al., 1997). O IOAN é obtido através da ACP rotacionada aplicada à média mensal

de anomalias padronizadas de altura geopotencial em 500 hPa na região 20°N – 90°N. O IOA

é construído pela projeção da média mensal de anomalias de altura geopotencial em 700 hPa

no primeiro modo de EOF. Por fim, o IOMA é obtido da série de CP correspondente ao

terceiro modo de variabilidade não-ENOS da TSM (Enfield e Mestas-Nuñez, 1999).

Um novo estudo de variabilidade interdecadal é realizado utilizando as séries de

número de eventos extremos que ocorreram em cada uma das quadrículas (1°de

latitude/longitude) sobre a região Sul do Brasil como um todo, sem a separação por áreas

homogêneas, durante os anos de 1950 a 2000. Da mesma forma como para as regiões

homogêneas, todas estas séries são filtradas utilizando o filtro gaussiano, e posteriormente

submetidas à ACP em modo S. Neste modo de decomposição, a matriz (N x n) de entrada

apresenta como as N observações o número de eventos extremos em cada ano e como as n

variáveis, as quadrículas. A matriz de correlação (ou covariância) (n x n) é dada pela

correlação entre a série de cada quadrícula com as séries de todas as outras quadrículas,

indicando desta maneira “regiões” que covariam similarmente. A fim de reter o número de

CPs que expliquem a maior parte da variabilidade dos dados, utilizou-se o critério de Jolliffe

(1972).

Os CPs retidos são correlacionados com a TSM mensal não filtrada, interpolada na

grade 10°x10°, utilizando o método de Monte Carlo na determinação do nível de

significância.

Correlações entre os CPs e os índices de oscilação climática são também efetuadas.

Uma ACP em modo T, do número filtrado de eventos extremos, é ainda realizada a

fim de complementar a análise efetuada em modo S.

105

6.3 Resultados

6.3.1 Análise para Novembro

6.3.1.1 Relação entre Eventos Extremos e TSM em Escala Interdecadal A quantidade de eventos extremos de precipitação, nas áreas A e D durante os meses

de novembro de 1950 a 2000, é modulada não apenas por episódios ENOS, mas também por

variabilidade cujas freqüências são inferiores às de ENOS (figuras 6.1 (a) e (b)). Para as áreas

B e C, as séries filtradas mostram oscilações que se assemelham àquelas da área D e por isso,

novamente não são mostrados os seus resultados. Nota-se, principalmente para a área do

interior, que após 1970 houve mudança no padrão de oscilação que vinha ocorrendo desde

1950.

A correlação entre a série filtrada da área A, e a TSM mensal não filtrada (figura 6.2

(a)) mostra valores significativos positivos principalmente sobre o Pacífico tropical leste, ao

sul do equador, e com sinal contrário, no Pacífico sul subtropical e no Pacífico norte

extratropical. Estes são padrões semelhantes aos padrões das anomalias comuns aos modos de

Variabilidade Interdecadal e Multidecadal do Pacífico (Enfield e Mestas-Nuñez, 1999). Há

ainda alguns padrões de correlação no Atlântico norte que lembram as anomalias da

Variabilidade Multidecadal do Atlântico (Enfield e Mestas-Nuñez, 1999). Para a área D

(figura 6.2 (b)), a correlação mostra regiões com valores significativos positivos sobre o

Pacífico tropical leste, ao sul e ao norte do equador, sobre o oceano Índico e o Atlântico sul.

Correlações negativas são encontradas sobre o Pacífico sul subtropical e Atlântico norte.

Também neste caso há padrões que lembram anomalias presentes em alguns modos,

especialmente a Variabilidade Multidecadal do Atlântico e alguns aspectos da Variabilidade

Interdecadal do Pacífico (no Pacífico Leste).

O aumento (redução) do número de extremos, em escala de tempo interdecadal, está

associado ao aumento (redução) da TSM nas regiões em que foram encontradas correlações

positivas, e simultaneamente à redução (aumento) da TSM nas áreas de correlação negativa.

A série filtrada de números de extremos na área D apresenta correlação significativa

com o IOMA e IODP, cujos valores são de -0,32 e +0,36, com os níveis de confiança de

96,2% e 98,4% respectivamente. Para a área litorânea, no entanto, as correlações com os

índices de oscilação climática não são significativas.

A correlação negativa com o IOMA indica que o aumento (redução) de eventos

severos está associado à fase negativa (positiva) da Variabilidade Multidecadal do Atlântico.

106

Aspectos desta variabilidade, em sua fase negativa, são notados no campo de correlação entre

o número de extremos da área D e a TSM (figura 6.2 (b)), consistentemente com, a associação

encontrada com o seu índice.

A correlação positiva com o IODP indica que aumento (redução) dos eventos severos

está também associado à fase positiva (negativa) da Variabilidade Interdecadal do Pacífico,

assim como à fase negativa (positiva) da Variabilidade Multidecadal do Pacífico. Aspectos

destas variabilidades são também encontrados no campo de correlação com a TSM (figura 6.2

(b)).

(a) (b) Figura 6.1: Série temporal original (em cinza) e filtrada (em preto) de número de eventos severos de chuva ocorridos em novembro na área (a) A e (b) D, durante o período de 1950 a 2000.

(a) (b) Figura 6.2: Correlação entre a série filtrada de número de eventos severos de chuva ocorridos na área (a) A e (b) D, e a TSM global não filtrada para o mês de novembro.

107

6.3.1.2 Análise de Componentes Principais em Modo S A ACP, em modo S, do número filtrado de eventos severos de chuva sobre toda a

região Sul do Brasil, reteve 11 CPs que explicam uma variância acumulada de 97%. São

mostrados aqui apenas os 4 primeiros modos, que são os mais importantes, já que explicam

82% da variabilidade.

O primeiro fator (figura 6.3 (a)) mostra uma variação homogênea no número de

extremos de chuva sobre toda a região. Verifica-se um núcleo mais intenso sobre o norte do

RS e oeste de SC, mas forte variação ocorre também sobre grande parte da área homogênea

D. A variabilidade do número de extremos nesta área, que já é forte na escala de tempo

interanual, é destacada por este fator também na escala interdecadal. Pelo primeiro CP (figura

6.3 (c)), são vistas duas fases de uma oscilação que dominantemente modula os extremos em

freqüência inferior à de ENOS. Ocorre uma inversão de fase em torno do ano de 1973, o que

concorda com a Variabilidade Multidecadal do Atlântico e a Variabilidade Interdecadal do

Pacífico, e outra em 1986, o que pode ser explicado pela inversão da Variabilidade

Multidecadal do Pacífico, sendo os valores altos entre 1975 e 1984 explicados pela atuação

combinada destes três modos. Ao se multiplicar este CP pelo fator, observa-se, portanto, que

nesse período houve aumento de eventos severos sobre a região, com maior intensidade sobre

a área D, em relação ao período de 1950-73.

O segundo fator (figura 6.3 (b)) apresenta um dipolo que divide a região em áreas de

variações opostas. Aumento de eventos severos no PR e SC está associado à diminuição dos

mesmos sobre o RS. O correspondente CP (figura 6.3 (d)) mostra ainda uma mudança de

comportamento na oscilação após a década de 70.

O terceiro modo (figuras 6.4 (a) e (c)) apresenta novamente uma separação latitudinal

quanto à frequência de extremos. Enquanto há aumento sobre o RS e SC, com um núcleo

mais intenso sobre o norte do RS e centro-oeste de SC, há redução sobre o PR, principalmente

na parte norte. É notável a mudança de fase que ocorre após a década de 70 também para este

modo de variabilidade. Uma separação entre o noroeste do RS / parte central de SC e o

restante da região Sul é apresentado pelo quarto fator (figura 6.4 (b)), quanto à ocorrência de

chuva extrema.

Os padrões mostrados pelos demais fatores (5 ao 11) exibem núcleos, com

aumento/redução de extremos de chuva, que abrangem menores áreas sobre a região Sul

(figuras não mostradas).

108

Os primeiros quatro CPs correlacionados com a TSM mensal não filtrada mostram

algumas áreas de valores significativos sobre os oceanos (figuras 6.5 e 6.6). Para o primeiro

CP encontra-se correlação negativa sobre o Pacífico tropical sul, oceano Índico e oceano

Atlântico sul. Sobre o Pacífico subtropical sul, Atlântico norte e o Pacífico norte, por sua vez,

predomina correlação positiva (figura 6.5 (a)). Isto indica que se o CP torna-se positivo

(negativo), ou seja, ocorre redução (aumento) no número de extremos sobre todo o Sul, em

especial sobre a área D (núcleo mais intenso), há redução (aumento) na TSM em áreas de

correlação negativa, simultaneamente ao aumento (redução) da TSM em regiões de correlação

positiva.

O primeiro CP ainda apresenta correlação significativa com o IOMA e IODP. Para o

primeiro caso a correlação é de +0,3 e nível de confiança de 95,6 %, enquanto que para o

segundo o valor é -0,34 e nível de confiança de 97,8 %.

(a) (b)

(c) (d) Figura 6.3: (a) Primeiro e (b) segundo fator retido da ACP, em modo S, do número (filtrado) de eventos extremos de chuva na região Sul do Brasil em novembro do período 1954 a 1996. Os respectivos CPs são mostrados em (c) e (d). As correspondentes variâncias explicadas são 55.1% e 14.2%.

109

(a) (b)

(c) (d) Figura 6.4: (a) Terceiro e (b) quarto fator retido da ACP, em modo S, do número (filtrado) de eventos extremos de chuva na região Sul do Brasil em novembro do período 1954 a 1996. Os respectivos CPs são mostrados em (c) e (d). As correspondentes variâncias explicadas são de 8.4% e 4.2%.

Esses resultados mostram que CP positivo (redução no número de extremos sobre o

Sul), está associado à fase positiva da Variabilidade Multidecadal do Atlântico e à fase

negativa (positiva) da Variabilidade Interdecadal (Multidecadal) do Pacífico. Este aspecto

concorda com os resultados encontrados na análise de extremos de chuva para a área D,

separadamente. O campo de correlação entre este primeiro CP e a TSM apresenta aspectos

que se assemelham aos encontrados no campo de correlação entre o número de extremos na

área D e a TSM (figuras 6.2 (b) e 6.5 (a)).

Para o segundo CP encontra-se correlação negativa com a TSM do oceano Índico e do

Pacífico oeste (figura 6.5 (b)). Não há correlação significativa com nenhum índice de

oscilação aqui utilizado. Desta maneira, aumento (diminuição) de eventos extremos no PR e

SC, simultâneo à redução (aumento) no RS, está associado à redução (aumento) da TSM nas

áreas de correlação negativa e aumento (redução) em regiões de correlação positiva.

110

A correlação entre o terceiro CP e a TSM (figura 6.6 (a)), mostra aumento de extremos

sobre a região Sul, exceto sobre o norte do PR, associado ao aumento da TSM do Pacífico

tropical leste, ao norte e sul do equador, Pacífico norte extratropical e Índico,

simultaneamente à redução da TSM no sul do oceano Índico. Este padrão é semelhante ao da

Variabilidade Interdecadal do Pacífico, havendo grande semelhança também entre o CP deste

modo e o terceiro CP.

O quarto CP (figura 6.6 (b)) apresenta correlação positiva com a TSM do Pacífico

subtropical sudoeste e noroeste, enquanto no Atlântico equatorial norte os valores são

negativos. Desta forma, o aumento de eventos severos (figura 6.4 (b)) sobre a parte oeste de

SC e RS e a simultânea redução dos mesmos no restante da região Sul, está associado ao

aumento da TSM em áreas de correlação positiva e à redução em regiões de correlação

negativa.

Para o segundo, terceiro e quarto CPs não foram encontradas correlações significativas

com os índices de oscilação. No entanto, o sexto CP é correlacionado com o IOAN (r=+0,4 e

nível de confiança de 99,1%) e com o IOMA (r=+0,37 e nível de confiança de 98,5 %). Ainda

o sétimo CP apresenta correlação de +0,32 com o IOMA num nível de confiança de 96,7%

(figuras não mostradas).

(a) (b)

Figura 6.5: Correlação entre o (a) primeiro e (b) segundo CP retido da análise, em modo S, do número filtrado de eventos severos durante o mês de novembro na região Sul do Brasil, e a TSM global não filtrada.

111

(a) (b) Figura 6.6: Correlação entre o (a) terceiro e (b) quarto CP retido da análise, em modo S, do número filtrado de eventos severos durante o mês de novembro na região Sul do Brasil, e a TSM global não filtrada.

6.3.1.3 Análise de Componentes Principais em Modo T A análise realizada em modo T mostra os padrões mais recorrentes da quantidade de

eventos extremos de chuva, em escala de tempo interdecadal. Os campos encontrados neste

modo reforçam aqueles obtidos na análise em modo S. São mostrados a seguir os quatro

primeiros CPs que explicam uma variância acumulada de 63,2 %. Foram retidos, no entanto,

12 CPs no total, cuja variância acumulada foi de 95%.

O fato de certos modos de variabilidade serem apresentados tanto pela análise realizada em

modo T quanto em modo S, indica que esses padrões mostram-se realmente dominantes

em relação aos demais modos retidos.

A variabilidade dos extremos na área D com freqüência inferior à de ENOS, é vista na

análise em modo T, pelo segundo e terceiro CP. O núcleo sobre o centro da região Sul

estende-se sobre grande parte desta área homogênea (figuras 6.7 (b) e 6.8 (a)).

O quarto CP mostra uma separação longitudinal quanto à frequência de chuva extrema

(figura 6.8 (b)). Aumento de eventos severos sobre as regiões mais próximas do litoral está

associado à redução sobre aquelas do interior. O comportamento oposto também é verificado,

quando os coeficientes de peso (figura 6.8 (d)) são negativos.

112

O padrão mais recorrente apresentado pelo primeiro CP em modo T, equivale ao

segundo fator da análise em modo S (figuras 6.7 (a) e 6.3 (b)). Da mesma forma, os modos 1S

e 3T (figuras 6.3 (a) e 6.8 (a)), 3S e 2T (figuras 6.4 (a) e 6.7 (b)), 5S e 4T, 6S e 5T (figuras

não mostradas) apresentam correspondências.

(a) (b)

(c) (d) Figura 6.7: (a) Primeiro e (b) segundo CP retido da ACP, em modo T, do número (filtrado) de eventos extremos de chuva na região Sul do Brasil em novembro do período 1954 a 1996. Os respectivos coeficientes de peso são mostrados em (c) e (d) As correspondentes variâncias explicadas são de 27,8% e 16,7%.

113

(a) (b)

(c) (d) Figura 6.8: (a) Terceiro e (b) quarto CP retido da ACP, em modo T, do número (filtrado) de eventos extremos de chuva na região Sul do Brasil em novembro do período 1954 a 1996. Os respectivos coeficientes de peso são mostrados em (c) e (d). As correspondentes variâncias explicadas são de 11,5% e 7,2%.

6.3.2 Análise para Julho 6.3.2.1 Relação entre Eventos Extremos e TSM em Escala Interdecadal Durante os meses de julho, o número de eventos severos na área E também se mostra

modulado por variabilidade de freqüências menores às de ENOS (figura 6.9 (a)). A mudança

no comportamento da oscilação em meados da década de 70, no entanto, não é tão abrupta

como para a área D, em novembro.

A série filtrada é positivamente correlacionada com a TSM do Pacífico tropical leste,

ao sul do equador, do Índico e do Atlântico sudeste, enquanto a correlação com a TSM do

Pacífico norte é negativa (figura 6.9 (b)). Esta série é ainda correlacionada com o IODP e

IOMA. Para o primeiro caso o coeficiente de correlação é de +0,48 com 99% de confiança,

114

enquanto para o segundo, o valor é -0,28, no entanto, a um nível de confiança inferior a 95%

(93,4%). Semelhanças com a Variabilidade Interdecadal e Multidecadal do Pacífico assim

(a) (b) Figura 6.9: (a) Série temporal original (em cinza) e filtrada (em preto) de número de eventos severos de chuva ocorridos em julho na área E durante o período de 1950 a 2000. (b) Correlação entre a série filtrada e a TSM global não filtrada para o mês de julho.

como a Multidecadal do Atlântico, encontradas na figura 6.9 (b), são mais fracas e menos

abrangentes que em novembro.

Deste modo o aumento (redução) no número de extremos na área E está associado

também à fase positiva (negativa) da Variabilidade Interdecadal do Pacífico, à fase negativa

(positiva) da Variabilidade Multidecadal do Pacífico e à fase negativa (positiva) da

Variabilidade Multidecadal do Atlântico.

6.3.2.2 Análise de Componentes Principais em Modo S Na ACP, em modo S, do número filtrado de eventos extremos de chuva sobre o Sul do

Brasil foram retidos 10 CPs explicando uma variância acumulada de 97%. Os primeiros

quatro modos, que explicam 82% da variância, são mostrados em seguida.

Assim como para novembro, para os meses de julho o primeiro fator (figura 6.10 (a))

mostra uma distribuição bastante homogênea da variação interdecadal da quantidade de

eventos extremos sobre toda a região Sul do Brasil, com núcleo de máxima variação no sul do

RS. Verifica-se pelo CP (figura 6.10 (c)), que o número de extremos é modulado por

oscilações de menores períodos em relação ao primeiro CP de novembro. É notável uma

115

inversão de fase da variabilidade de mais longo período no início da década de 70, como foi

encontrado para o mês de novembro.

O segundo fator reforça o primeiro, indicando homogeneidade na variação da

quantidade de extremos em quase toda a região, exceto no nordeste do PR (figura 6.10 (b)).

Há núcleos de máxima variação em sentidos opostos sobre o sul de SC e nordeste do RS,

englobando parte da área E, e sobre o noroeste do PR. Este modo, portanto, também destaca a

existência de variabilidade interdecadal na freqüência dos extremos da área E. A série

temporal deste segundo modo mostra uma mudança de fase na oscilação de maior escala

temporal, em meados da década de 70 (figura 6.10 (d)).

O terceiro fator (figura 6.11 (a)) apresenta uma separação latitudinal sobre o Sul do

Brasil. Aumento de extremos no PR e SC está associado à redução no RS. O contrário

também é verificado quando o CP (figura 6.11(c)) apresenta valores negativos. Já pelo quarto

fator verifica-se uma separação longitudinal (litoral-interior), sendo o aumento (diminuição)

de eventos sobre o litoral de SC e centro-leste do RS associado à diminuição (aumento) destes

(a) (b)

(c) (d) Figura 6.10: (a) Primeiro e (b) segundo fator retido da ACP, em modo S, do número (filtrado) de eventos extremos de chuva na região Sul do Brasil em julho do período 1954 a 1996. Os respectivos CPs são mostrados em (c) e (d). As correspondentes variâncias explicadas são de 44,7% e 24,2%.

116

(a) (b)

(c) (d) Figura 6.11: (a) Terceiro e (b) quarto fator retido da ACP, em modo S, do número (filtrado) de eventos extremos de chuva na região Sul do Brasil em julho do período 1954 a 1996. Os respectivos CPs são mostrados em (c) e (d). As correspondentes variâncias explicadas são de 10.2% e 5.0%.

no interior de SC, RS e praticamente todo o PR (figura 6.11 (b)). Os CPs relativos ao terceiro

e quarto modos também mostram mudança na oscilação de baixa frequência na década de

1970 (figuras 6.11(c) e (d)).

Os demais fatores retidos (5 ao 10) apresentam núcleos de anomalias

positivas/negativas que não abrangem grandes áreas sobre o Sul, como visto até agora. Existe

também maior número desses pequenos núcleos sobre a região (figuras não mostradas).

Há correlação positiva entre o primeiro CP e a TSM (figura 6.12 (a)) principalmente

no oceano Pacífico subtropical norte e no Atlântico tropical norte, ao norte da AS.

Correlações negativas aparecem, principalmente, no Pacífico tropical leste, na costa oeste da

AS, e Atlântico sul. O segundo CP apresenta correlação negativa com a TSM do oceano

Índico e do Pacífico tropical leste, ao sul do equador, com correlação positiva no Pacífico

norte e sul (figura 6.12 (b)). Para os modos 3 e 4 existem áreas significativas principalmente

no oceano Índico (figura 6.13), embora ainda sejam verificadas correlações sobre o Atlântico

norte e sul para o terceiro CP, e também sobre o Pacífico norte para o quarto CP.

117

Apenas o segundo CP é correlacionado significativamente com o IODP. O coeficiente

é de -0,46 e nível de confiança de 99,8 %. Indica que valor positivo (negativo) do CP, ou seja,

redução (aumento) no número de extremos em toda a região Sul, exceto sobre o nordeste do

PR, está associado à fase negativa (positiva) da Variabilidade Interdecadal do Pacífico e à fase

positiva (negativa) da Variabilidade Multidecadal do Pacífico.

(a) (b) Figura 6.12: Correlação entre o (a) primeiro e (b) segundo CP retido da análise, em modo S, do número filtrado de eventos severos durante o mês de julho na região Sul do Brasil, e a TSM global não filtrada.

(a) (b) Figura 6.13: Correlação entre o (a) terceiro e (b) quarto CP retido da análise, em modo S, do número filtrado de eventos severos durante o mês de julho na região Sul do Brasil, e a TSM global não filtrada.

6.3.2.3 Análise de Componentes Principais em Modo T

Na análise em modo T foram retidos 10 CPs, que explicam variância acumulada de

94%. Os primeiros 4 modos que são mostrados explicam 74,9% da variância acumulada.

São encontradas certas correspondências, principalmente entre os primeiros padrões

obtidos na análise em modo T e em modo S. As correspondências ocorrem entre os modos 2S

118

e 1T (figuras 6.10 (b) e 6.14 (a)), 3S e 2T (figuras 6.11 (a) e 6.14 (b)), 4S e 4T (figuras 6.11

(b) e 6.15 (b)) e ainda entre 1S e 3T (figuras 6.10 (a) e 6.15 (a)).

A separação latitudinal quanto à variação da frequência de extremos de chuva, que é

mostrada no primeiro CP, é deslocada para o sul no segundo (figuras 6.14 (a) e (b)). O

terceiro modo (figura 6.15 (a)) apresenta um núcleo ao nordeste do RS e litoral de SC

(abrangendo parte da área E), cujas anomalias possuem sinal oposto às anomalias vistas sobre

o restante da região Sul. O quarto CP mostra que o núcleo do terceiro modo compreende uma

maior área sobre a região Sul (figura 6.15 (b)). Este modo destaca também que extremos na

área E são afetados pela variabilidade interdecadal. Mudanças, em torno do ano de 1970, são

vistas nas séries temporais de coeficientes de peso, principalmente naquelas do primeiro,

segundo e quarto modos.

(a) (b)

(c) (d) Figura 6.14: (a) Primeiro e (b) segundo CP retido da ACP, em modo T, do número (filtrado) de eventos extremos de chuva na região Sul do Brasil em julho do período 1954 a 1996. Os respectivos coeficientes de peso são mostrados em (c) e (d). As correspondentes variâncias explicadas são de 40.4% e 17.2%.

119

(a) (b)

(c) (d) Figura 6.15: (a) Terceiro e (b) quarto CP retido da ACP, em modo T, do número (filtrado) de eventos extremos de chuva na região Sul do Brasil em julho do período 1954 a 1996. Os respectivos coeficientes de peso são mostrados em (c) e (d). As correspondentes variâncias explicadas são de 9.4% e 7.9%. 6.4 Conclusões A quantidade de eventos extremos de precipitação, nas áreas A, D e E, durante os

meses de novembro e julho de 1950 a 2000, é modulada também por variabilidades em escala

de tempo interdecadal. Nota-se que após 1970 houve mudança na ocorrência de extremos,

principalmente durante o mês de novembro na área D.

O aumento de extremos na área A, em escala interdecadal, está associado ao aumento

da TSM no Pacífico tropical leste, ao sul do equador e à redução no Pacífico sul subtropical e

no Pacífico norte extratropical. Estes são padrões semelhantes aos padrões das anomalias

comuns aos modos de Variabilidade Interdecadal e Multidecadal do Pacífico. Há ainda alguns

padrões de correlação, especialmente no Atlântico norte que lembram as anomalias da

Variabilidade Multidecadal do Atlântico. Para a área D, o aumento dos extremos está

associado ao aumento da TSM no Pacífico tropical leste, ao sul e ao norte do equador, no

oceano Índico e no Atlântico sul, simultaneamente à redução da TSM no Pacífico subtropical

120

sul e Atlântico norte. Também neste caso, os padrões lembram anomalias presentes em alguns

modos, especialmente a Variabilidade Multidecadal do Atlântico e alguns aspectos da

Variabilidade Interdecadal do Pacífico (no Pacífico leste). Correlações significativas entre o

número desses eventos e os índices, IOMA e IODP, indicam ainda que aumento (redução) de

extremos está associado à fase negativa (positiva) da Variabilidade Multidecadal do Atlântico,

à fase positiva (negativa) da Variabilidade Interdecadal do Pacífico e à fase negativa

(positiva) da Variabilidade Multidecadal do Pacífico. A área litorânea não apresenta

correlação significativa entre a frequência de extremos e os índices de oscilação aqui

utilizados.

Na área E, durante os meses de julho, o aumento (redução) de eventos severos está

associado à fase positiva (negativa) da Variabilidade Interdecadal do Pacífico, à fase negativa

(positiva) da Variabilidade Multidecadal do Pacífico e à fase negativa (positiva) da

Variabilidade Multidecadal do Atlântico.

O motivo de vários modos terem influência na variabilidade interdecadal provém do

fato de que eles sofreram algumas variações comuns nas décadas de 70 e 80, sendo que o

aquecimento do Pacífico leste da década de 70 para a de 80 teve contribuição de mais de um

modo. Como nosso período de estudo cobre 51 anos e estes modos foram determinados com

base num período de mais de 100 anos (Enfield e Mestas Nuñez, 1999), não é possível separar

aqui a influência de cada um deles. Por exemplo, o primeiro CP da variabilidade interdecadal

dos eventos extremos no Sul do Brasil mostra duas fases de uma oscilação que

dominantemente modula os extremos em freqüência inferior à de ENOS. Ocorre uma inversão

de fase no início dos anos 70, o que concorda com a Variabilidade Multidecadal do Atlântico

e a Variabilidade Interdecadal do Pacífico, e outra em 1986, o que poderia ser explicado pela

inversão da Variabilidade Multidecadal do Pacífico, sendo os valores altos entre 1975 e 1984

explicados pela atuação combinada destes três modos. O importante é identificar as áreas de

influência mais forte da TSM e constatar a conexão com modos conhecidos de variabilidade

interdecadal. Certamente é possível afirmar que a Variabilidade Multidecadal do Atlântico

tem influência, assim como aquela variabilidade do Pacífico que descreve variações de

sentidos opostos entre o Pacífico leste tropical (ao sul e norte do equador, assim como sobre o

equador) e Pacífico norte em latitudes médias. Para distinguir modos que descrevem aspectos

particulares destas variações no Pacífico, seria necessário fazer uma ACP da TSM no período

de análise.

121

A oscilação interdecadal de eventos extremos de chuva sobre todo o Sul do Brasil tem

seus principais padrões de variabilidade apresentados pelos quatro primeiros modos da ACP,

em modo T e S, que explicam a maior parte da variância,

O primeiro fator em modo S, para o mês de novembro, mostra variação homogênea da

freqüência dos eventos sobre toda a região Sul, com maior intensidade sobre a área D. O

correspondente CP apresenta mudança de fase em 1973, o que concorda com a Variabilidade

Multidecadal do Atlântico e a Variabilidade Interdecadal do Pacífico, e outra em 1986, o que

pode ser explicado pela inversão da Variabilidade Multidecadal do Pacífico. O segundo e o

terceiro modos apresentam dipolos que dividem a região latitudinalmente em áreas de

variações opostas quanto à frequência de extremos. O quarto modo representa variações

opostas no noroeste do RS / área central de SC e restante da região Sul.

A correlação entre o primeiro CP e a TSM mostra que redução (aumento) de eventos

severos sobre todo o Sul, em especial sobre a área D, está associada à redução (aumento) na

TSM do Pacífico tropical, ao sul do equador, do oceano Índico e oceano Atlântico Sul, e ao

aumento (redução) na TSM do Pacífico subtropical sul, Atlântico norte e pequenas regiões

sobre o Pacífico norte. Correlações significativas com o IOMA e IODP indicam que esses são

aspectos da fase positiva (negativa) da Variabilidade Multidecadal do Atlântico, negativa

(positiva) da Variabilidade Interdecadal do Pacífico e positiva (negativa) da Variabilidade

Multidecadal do Pacífico. Estes resultados concordam com aqueles encontrados na análise

separada de extremos de chuva para a área D.

O segundo CP representa aumento (diminuição) de eventos extremos no PR e SC,

simultâneo à redução (aumento) no RS, estando associado à redução (aumento) da TSM no

Pacífico oeste e no Índico.

Aumento na ocorrência de chuva severa sobre a região Sul, exceto sobre o norte do

PR, associado ao aumento da TSM do Pacífico tropical leste, ao norte e sul do equador,

Pacífico norte extratropical e Índico, simultaneamente à redução ao sul do oceano Índico é

mostrado pela correlação entre o terceiro CP e a TSM. O quarto modo apresenta correlação

positiva entre o correspondente CP e a TSM do Pacífico subtropical sudoeste e noroeste,

enquanto que no Atlântico equatorial norte os valores são negativos.

Exceto para o primeiro modo, os demais não mostram associações significativas com

os índices de oscilação climáticos, durante o mês de novembro.

O primeiro fator da ACP, em modo S, do número de eventos extremos em julho,

mostra também uma distribuição bastante homogênea da variação da quantidade de extremos

sobre toda a região Sul do Brasil. Mudança no correspondente CP é verificado em meados da

122

década de 70, como em novembro. O segundo fator reforça o primeiro, quanto à

homogeneidade da variação dos extremos sobre a região. O terceiro apresenta uma separação

latitudinal, enquanto o quarto mostra uma separação longitudinal quanto à ocorrência de

chuva severa.

Os modos de variabilidade da freqüência de extremos em julho possuem associações

significativas com TSM em certas regiões oceânicas. As áreas significativas, no entanto, são

menos abrangentes do que para novembro. As associações entre anomalias de circulação

atmosférica e de TSM nos modos interdecadais geralmente são mais fortes no outono/inverno

do Hemisfério Norte (Enfield e Mestas-Nuñez, 1999). Correlações entre CPs e índices de

oscilação climáticos foram encontradas apenas entre o segundo CP e o IODP. O valor positivo

(negativo) do componente, ou seja, redução (aumento) no número de extremos em toda a

região Sul, exceto sobre o nordeste do PR, está associado à fase negativa (positiva) da

Variabilidade Interdecadal do Pacífico e à fase positiva (negativa) da Variabilidade

Multidecadal do Pacífico.

A ACP em modo T, que mostra os padrões mais recorrentes da frequência de eventos

severos, em escala interdecadal, apresenta CPs que possuem correspondências com os fatores

obtidos na análise em modo S, confirmando a robustez desses padrões de variabilidade. Isto é

verificado tanto para o mês de julho quanto para o de novembro.

123

CAPÍTULO 7

Diferenças entre Fases Opostas de Variabilidade Interdecadal

7.1 Introdução A ACP das séries filtradas de números de eventos extremos, apresentada no capítulo

anterior, forneceu modos de oscilações interdecadais da freqüência destes eventos. Os

primeiros CPs, em modo S, para os meses de julho e novembro (figuras 6.3 (c) e 6.10 (c)),

mostram duas fases opostas de uma variabilidade de baixa freqüência, com transição de fase

na década de 70. Portanto, foram categorizados dois grupos de anos no período 1950-2000,

correspondentes a essas duas fases. Neste capítulo, serão determinadas as áreas, no Sul do

Brasil, com aumento ou redução homogêneos de eventos extremos de chuva, entre essas duas

fases, para os meses de julho e novembro.

Diferenças entre a circulação atmosférica nesses dois períodos serão determinadas e

sua provável influência sobre a intensidade de precipitação será indicada. As diferenças nas

distribuições de chuvas diárias e nas distribuições de chuvas extremas serão verificadas. Além

disso, composições de anomalias de algumas variáveis meteorológicas durante eventos

extremos serão analisadas para os dois períodos, de modo a explicar diferenças encontradas

nestas distribuições.

7.2 Metodologia Os números médios de eventos extremos ocorridos em cada uma das duas categorias

de anos foram calculados em cada quadrícula, tomando os devidos cuidados com a ocorrência

de dados faltantes, da mesma maneira como descrito no capítulo 2. O cálculo das médias foi

efetuado utilizando as quadrículas que possuíam pelo menos 70% dos anos de cada período

com dados válidos. A avaliação da significância da diferença entre as médias dos dois

períodos foi realizada com o teste T de Student (Diferença entre Médias), em cada quadrícula.

As regiões que apresentaram diferenças homogêneas com pelo menos 90% de confiança,

foram escolhidas como as áreas que mostram aumento e/ou redução de extremos em escala de

tempo interdecadal, sobre o Sul do Brasil.

124

Através de histogramas e de FDPs (gamma e gumbel) foram obtidas as curvas de

distribuição de probabilidades das chuvas diárias e chuvas extremas em cada uma dessas

áreas, nas duas categorias de anos.

Composições de anomalias em eventos extremos nessas regiões, durante as duas fases

da variabilidade de baixa freqüência, foram efetuadas para altura geopotencial em 850 e 250

hPa, pressão ao nível do mar, fluxo e divergência de umidade verticalmente integrados,

advecção de vorticidade em 500 hPa e precipitação. Diferenças entre as médias mensais

dessas mesmas variáveis meteorológicas para as duas categorias de anos também foram

obtidas. Os correspondentes testes de significância, foram efetuados seguindo a mesma

metodologia usada no capítulo 5 para as categorias de anos EN, LN e neutros

7.3 Resultados Verifica-se uma inversão de fase em torno do ano de 1973 na variabilidade de baixa

freqüência encontrada no primeiro CP da análise em modo S, do número filtrado de extremos

em meses de julho e novembro. Com base neste aspecto, duas categorias de anos foram

formadas: a primeira compondo o período de 1950 a 1973 e a segunda, de 1974 a 2000.

A seguir, são mostradas algumas análises durante esses dois períodos, que se

encontram em fases aproximadamente opostas da variabilidade interdecadal.

7.3.1 Análise para Novembro

7.3.1.1 Áreas com Variação Significativa na Freqüência de Extremos A diferença na quantidade de eventos severos de chuva, entre a primeira e a segunda

categoria de anos, mostra uma área com redução significativa de extremos sobre o RS e parte

de SC (figura 7.1) durante o período de 1950-73. Esta nova região homogênea é denominada

F. Este campo de diferenças concorda com o primeiro modo de variabilidade da ACP do

número filtrado de extremos, em modo S (figuras 6.3 (a) e (c)), que mostra redução no

número de extremos antes de aproximadamente 1973 e aumento após este ano, sobre a região.

Curvas da distribuição de freqüências da chuva diária e das chuvas extremas nesta

área, para ambos os períodos, são mostradas pelas figuras 7.2 e 7.3.

A chuva diária mostra uma distribuição gamma (figura 7.2 (a) e 7.3 (a)) com os

parâmetros α=0,44 e β=7,1 para a primeira fase, e α=0,45 e β=10,42 para a segunda fase. Alfa

e beta são, respectivamente, os parâmetros de forma e escala da curva.

125

Figura 7.1: Diferença entre número médio de eventos severos de chuva ocorridos em novembro de anos da primeira e segunda fase da variabilidade interdecadal, no período de 1950 a 2000. As áreas em cinza apresentam nível de confiança igual ou maior a 90%.

(a) (b) Figura 7.2: Curva observada da distribuição de frequências (a) da chuva diária e (b) da chuva acumulada, dos extremos de precipitação, na área F durante os meses de novembro de anos das duas fases da variabilidade interdecadal.

(a)

0

0,05

0,1

0,15

0,2

0,25

0,3

0,35

0,4

0 10 20 30 40 50 60 70 80 90chuva acumulada (mm/3dias)

freq

uênc

ia

fase 1fase 2

(b) Figura 7.3: Função densidade de probabilidade (a) da chuva diária e (b) da chuva acumulada, dos extremos de precipitação, na área F durante os meses de novembro de anos das duas fases da variabilidade interdecadal.

00,05

0,10,150,2

0,250,3

0,350,4

0,450,5

0 2 4 6 8 10 12 14 16 18 20

c huva (mm/ dia )

fase 1

0

0,05

0,1

0,15

0,2

0,25

0,3

0,35

0 10 20 30 40 50 60 70 80 90chuva acumulada (mm/3dias)

freq

uênc

ia

fase 1fase 2

00,05

0,10,150,2

0,250,3

0,350,4

0,450,5

0,550,6

0 2 4 6 8 10 12 14 16 18 20c huva (mm/ dia )

fase 1

fase 2

126

São mostradas as curvas obtidas através de histogramas e as FDPs. Os menores valores de

precipitação em mm/dia possuem as maiores frequências de ocorrência, enquanto que os

maiores apresentam redução na freqüência. Os altos (baixos) valores de chuva ocorrem mais

(menos) freqüentemente durante o período de 1974 a 2000 do que durante o período anterior.

Os extremos, por sua vez, apresentam uma curva gumbel (figura 7.2 (b) e 7.3 (b)), com os

parâmetros ß=9,5 e ξ=28,2 para a primeira fase, e ß=11 e ξ=30,2 para a segunda fase. Assim

como para a chuva diária, as chuvas extremas acumuladas em 3 dias também apresentam as

maiores freqüências de ocorrência dos altos valores durante a segunda fase da variabilidade

interdecadal. Os menores, por sua vez, possuem freqüências muito próximas nas duas

categorias de anos. Valores abaixo de aproximadamente 10mm/3dias apresentam freqüência

tendendo a zero, em ambos os períodos. Eventos severos que ocorrem mais freqüentemente,

na área F, são aqueles em que a chuva acumulada é em torno de 30 mm, em ambas as fases da

variabilidade interdecadal.

7.3.1.2 Diferenças entre Campos Atmosféricos em Fases Opostas Diferenças entre os campos médios mensais de algumas variáveis meteorológicas em

novembro para a primeira e para a segunda categoria de anos são mostradas a seguir.

A diferença entre os campos de altura geopotencial em 850 hPa (figura 7.4 (a)) mostra

que as altas sobre os oceanos Atlântico e Pacífico subtropicais apresentam-se mais intensas

durante o período de 1974 a 2000, enquanto sobre o Atlântico sul a pressão baixou. Estes

aspectos são consistentes com o decréscimo, na década de 70, dos coeficientes de peso do

primeiro CP da ACP em modo T da altura geopotencial em 850 hPa durante extremos sobre a

área D (figuras 4.9 (a), 4.9 (e), 4.10 (a) e 4.10 (e)).

O padrão de altas subtropicais intensificadas sobre os oceanos e separadas por uma

baixa relativa sobre o continente é, conforme visto no capítulo 4, recorrente durante chuvas

severas. A intensificação deste campo após 1973 indica que no segundo período, as condições

de circulação em baixos níveis, foram mais favoráveis à ocorrência de eventos severos do que

na fase anterior. A diferença para a pressão ao nível do mar (figura 7.4 (c)) reforça esta

conclusão. Nos altos níveis (figura 7.4 (b)) ocorreram pressões mais altas sobre todo o

continente e oceanos, durante o período de 1974 a 2000. Contudo, como nos subtrópicos

houve aumento maior sobre o oceano Atlântico do que sobre o continente, resultou fortalecido

o padrão de altos níveis associado com eventos extremos, que apresenta na faixa subtropical

sobre o continente, circulação ciclônica a oeste e anticiclônica a leste. Também resultou

fortalecida a alta extratropical ao sudoeste da AS.

127

Não existe diferença significativa quanto à convergência de umidade sobre a área F,

entre os meses de novembro das duas fases (figura 7.5 (a)). O fluxo de umidade também não

apresenta diferenças locais entre uma categoria e outra (figura 7.5 (b)). Há, no entanto,

aumento da precipitação média mensal sobre todo o Sul do Brasil, após o ano de 1973 (figura

7.5 (c)). Ela mostra-se significativa apenas sobre o leste da área F.

Durante os eventos severos que aconteceram sobre a área F, a composição de

anomalias de altura geopotencial nos altos níveis mostra que, nas duas fases da variabilidade,

ocorre intensificação do jato subtropical ao sul do Brasil, embora o padrão subtropical

ciclone-anticiclone esteja deslocado para sudeste no segundo período (figuras 7.6 (a) e (b)).

Deslocamento na mesma direção ocorre em baixos níveis, com a baixa pressão estendendo-se

para sudeste e o anticiclone sobre o Atlântico tornando-se mais forte (figuras 7.6 (c) e (d)).

Tal deslocamento poderia explicar o comportamento oposto das variações interdecadais nas

partes sul e norte da região Sul, mostrado por alguns modos de variabilidade no capítulo

anterior. As maiores diferenças entre as duas categorias são notadas sobre os oceanos. No

período de 1974-2000 a alta extratropical é situada ao sudoeste da AS e intensificada em altos

níveis. A posição desta alta no sudoeste da AS é uma característica significativa dos eventos

extremos na área D, conforme visto no capítulo 5 (figuras 5.1 e 5.4). As diferenças descritas

são confirmadas pelas composições de pressão ao nível do mar (figuras 7.8 (a) e (b)).

Durante eventos extremos na área F no período de 1950 a 1973 a umidade é levada

principalmente da região Amazônica, onde ocorre um grande núcleo de divergência, para área

F onde há convergência (figuras 7.7 (a) e (c)), enquanto para os anos posteriores (figuras 7.7

(b) e (d)), o fluxo vem do noroeste do continente em direção ao Sul do país. Também o fluxo

do Atlântico que atravessa o Brasil central é desviado para as maiores latitudes levando a

umidade para a área de estudo. Nota-se uma grande região de divergência no Atlântico em

torno de 20°S, durante o período após 1973. A convergência de umidade sobre a área

apresenta basicamente a mesma magnitude nas duas categorias de anos.

Diferenças entre anomalias de precipitação durante eventos extremos mostram que há

um núcleo positivo com os maiores valores sobre o noroeste da área F na primeira fase,

enquanto na outra ele é deslocado para a região central (figuras 7.8 (c) e (d)). Nota-se que o

núcleo de máxima anomalia de chuva desloca-se para sudeste no segundo período,

consistentemente com o deslocamento dos padrões anômalos de circulação na mesma direção.

128

(a) (b) (c) Figura 7.4: Diferença entre campos médios para novembro de altura geopotencial em (a) 850 hPa, (b) 250 hPa e (c) pressão ao nível do mar, da primeira e segunda fase da variabilidade interdecadal. As unidades são m e Pa, respectivamente. Diferenças com nível de significância igual ou menor a 0,05 estão sombreadas.

(a) (b) (c) Figura 7.5: Diferença entre campos médios para novembro da (a) divergência e (b) do fluxo de umidade verticalmente integrados, da primeira e segunda fase da variabilidade interdecadal. A figura (c) mostra a diferença entre os campos de chuva. As unidades são 10-6 g s-1 kg-1, 10-4 m g s-1 kg-1 e mm, respectivamente. Diferenças com nível de significância igual ou menor a 0,05 estão sombreadas.

(a) (b) (c) (d) Figura 7.6: Composições de anomalias de altura geopotencial em 250 hPa, para eventos severos de chuva em novembro, na (a) primeira e (b) segunda fase da variabilidade interdecadal. As figuras (c) e (d) mostram as composições para 850 hPa nas mesmas fases. A unidade é m. Anomalias com nível de significância igual ou menor a 0,05 estão sombreadas.

129

(a) (b) (c) (d) Figura 7.7: Composições de anomalias de divergência de fluxo de umidade verticalmente integrado, para eventos severos de chuva em novembro, na (a) primeira e (b) segunda fase da variabilidade interdecadal. As figuras (c) e (d) mostram as composições dos fluxos de umidade verticalmente integrados nas mesmas fases. As unidades são 10-6 g s-1 kg-1 e 10-4 m g s-1 kg-1, respectivamente. Anomalias com nível de significância igual ou menor a 0,05 estão sombreadas.

(a) (b) (c) (d) Figura 7.8: Composições de anomalias de pressão ao nível do mar, para eventos severos de chuva em novembro, na (a) primeira e (b) segunda fase da variabilidade interdecadal. As figuras (c) e (d) mostram as composições de chuva nas mesmas fases. As unidades são Pa e mm, respectivamente. Anomalias com nível de significância igual ou menor a 0,05 estão sombreadas. 7.3.2 Análise para Julho 7.3.2.1 Áreas com Variação Significativa na Freqüência de Extremos

A diferença no número de eventos severos de chuva entre as duas categorias de anos,

mostra uma área (denominada G) de redução homogênea e significativa de extremos durante

o período de 1950-73 (figura 7.9). Este aspecto concorda com o padrão encontrado pelo

primeiro modo de variabilidade da ACP do número filtrado de extremos, em modo S (figuras

6.10 (a) e (c)). O CP mostra redução no número desses eventos no período anterior a 1973,

aproximadamente. Nota-se que o núcleo mais intenso sobre a parte central do RS é também

encontrado pelo primeiro modo daquela análise. O segundo modo de variabilidade (figuras

6.10 (b) e (d)) reforça este padrão, indicando redução de extremos na maior parte da região

Sul antes da década de 70 e aumento após este período. O quarto modo, todavia, é aquele que

melhor concorda com a região homogênea G (figuras 6.11 (b) e (d)). Mostra redução

130

(aumento) de extremos nesta área antes (após) de 1973, enquanto sobre o restante da região

Sul apresenta aumento (redução) desses episódios.

Curvas de distribuição de freqüências da chuva diária e dos extremos de precipitação

em julho nesta área, para as duas categorias de anos, são mostradas nas figuras 7.10 e 7.11.

As chuvas diárias seguem uma distribuição gamma com os parâmetros, α=0,35 e

β=9,9 durante o período de 1950-73, enquanto que para a segunda categoria de anos esses

parâmetros são, α=0,38 e β=12,2. Os maiores valores de chuva apresentam maior frequência

de ocorrência durante a segunda fase da variabilidade interdecadal (figuras 7.10 (a) e 7.11

(a)). Os eventos de chuva com os mais baixos valores ocorrem mais freqüentemente durante o

período de 1950-73. Os eventos extremos de chuva seguem uma distribuição gumbel com os

parâmetros ß=9,6 e ξ=32,5 para a primeira fase e ß=11,2 e ξ=32,6 para a segunda (figuras

7.10 (b) e 7.11 (b)). Os maiores valores extremos de chuva acumulada acontecem com mais

freqüência após o ano de 1973. Os valores mínimos apresentam freqüências muito próximas

nas duas categorias de anos, e eventos com chuva acumulada inferior a aproximadamente

10mm/3dias mostram a freqüência tendendo a zero, como visto também em meses de

novembro. Os eventos severos, que mais freqüentemente ocorrem na área G, possuem chuva

acumulada em torno de 32 mm, mostrada pelas FDPs para ambas as fases da variabilidade

interdecadal. Pelas curvas obtidas dos histogramas nota-se que na segunda fase ocorre um

alargamento do pico máximo.

Figura 7.9: Diferença entre número médio de eventos severos de chuva ocorridos em julho de anos da primeira e segunda fase da variabilidade interdecadal, no período de 1950 a 2000. As áreas em cinza apresentam nível de confiança igual ou maior a 90%.

131

(a)

0

0,05

0,1

0,15

0,2

0,25

0,3

0 10 20 30 40 50 60 70 80 90chuva acumulada (mm/3dias)

freq

uênc

ia

fase 1fase 2

(b)

Figura 7.10: Curva observada da distribuição de freqüências (a) da chuva diária e (b) da chuva acumulada, dos extremos de precipitação, na área G durante os meses de julho de anos das duas fases da variabilidade interdecadal.

(a)

0

0,05

0,1

0,15

0,2

0,25

0,3

0,35

0,4

0 10 20 30 40 50 60 70 80 90chuva acumulada (mm/3dias)

freq

uênc

iafase 1fase 2

(b) Figura 7.11: Função densidade de probabilidade (a) da chuva diária e (b) da chuva acumulada, dos extremos de precipitação, na área G durante os meses de julho de anos das duas fases da variabilidade interdecadal.

7.3.2.2 Diferenças entre Campos Atmosféricos em Fases Opostas A diferença entre médias mensais de altura geopotencial em 850 hPa e pressão ao

nível do mar mostram que as maiores alterações nos padrões de circulação em baixos níveis,

entre uma fase e outra, ocorrem sobre os oceanos (figuras 7.12 (a) e (c)). Diferenças locais

significativas não são encontradas. Durante a segunda fase existe, contudo, tendência para

redução da pressão sobre o Sul do Brasil e aumento a sudoeste da AS. O ciclone sobre o

Atlântico sul é também encontrado pelos primeiros CPs, no modo T, durante eventos severos

na área E. (figuras 4.17 (a), 4.17 (e), 4.18 (a) e 4.18 (e)). Em altos níveis, são intensificadas

altas sobre o Atlântico e sobre o Pacífico, a sudoeste da AS, com baixa relativa sobre o Sul do

Brasil (figura 7.12 (b)). Esses aspectos representam intensificação de padrões anômalos

00,05

0,10,150,2

0,250,3

0,350,4

0,450,5

0,550,6

0 2 4 6 8 10 12 14 16 18 20

chuva (mm/d ia)

fase 1

fase 2

00,05

0,10,150,2

0,250,3

0,350,4

0,45

0 2 4 6 8 10 12 14 16 18 20

chuva (mm/dia)

fase 1

fase 2

132

associados com eventos extremos em julho sobre a área E, conforme visto nos capítulos 4 e 5.

Portanto, há condições favoráveis para chuvas mais intensas na segunda fase.

A diferença para o fluxo de umidade e a sua divergência entre os dois períodos

(figuras 7.13 (a) e (b)) não mostra resultado significativo sobre a área. Contudo, após 1973

nota-se aumento na média mensal de precipitação (figura 7.13 (c)), em grande parte do Sul

brasileiro, mostrando significância na região nordeste do RS.

As composições de anomalias de altura geopotencial em 250 hPa, em eventos severos

na área G (figuras 7.14 (a) e (b)), mostram que durante o período de 1974 a 2000 existe maior

intensificação do jato subtropical sobre a região devida à intensificação do anticiclone sobre o

Atlântico, o que produz maior gradiente de pressão entre o dipolo sobre o sul da AS nesta fase

da variabilidade interdecadal. Como em novembro, há deslocamento deste dipolo para

sudeste. Para o período anterior também há um dipolo de circulação ciclônica/anticiclônica

sobre o continente, no entanto, mais enfraquecido. O anticiclone anômalo a sudoeste da AS só

é significativo no segundo período, quando também os padrões são mais semelhantes aqueles

associados aos eventos severos em julho (figura 5.20 (c)). Também em baixos níveis (figuras

7.14 (c) e (d)) encontra-se, na segunda fase, padrão de circulação mais semelhante àquele

associado com eventos extremos em todos os anos (figura 5.18 (c)), com circulação ciclônica

mais forte sobre o Sul do Brasil e anticiclônica a sudoeste, enquanto na primeira fase o

anticiclone se estende sobre o Atlântico Sul. A configuração na segunda fase favorece mais a

entrada de sistemas das maiores latitudes e também a entrada de ar quente e úmido do norte

do continente e sua convergência com ar vindo do sul e do Atlântico. Estes aspectos são ainda

verificados nas composições de pressão ao nível do mar (figuras 7.16 (a) e (b)). Portanto, as

composições mostram condições mais propícias a eventos extremos mais fortes no segundo

período.

(a) (b) (c) Figura 7.12: Diferença entre campos médios para julho de altura geopotencial em (a) 850 hPa , (b) 250 hPa e (c) pressão ao nível do mar, da primeira e segunda fase da variabilidade interdecadal. As unidades são m e Pa, respectivamente. Diferenças com nível de significância igual ou menor a 0,05 estão sombreadas.

133

(a) (b) (c) Figura 7.13: Diferença entre campos médios para julho da (a) divergência e (b) fluxo de umidade verticalmente integrados, da primeira e segunda fase da variabilidade interdecadal. A figura (c) mostra a diferença entre os campos de chuva. As unidades são 10-6 g s-1 kg-1, 10-4 m g s-1 kg-1 e mm, respectivamente. Diferenças com nível de significância igual ou menor a 0,05 estão sombreadas.

(a) (b) (c) (d) Figura 7.14: Composições de anomalias de altura geopotencial em 250 hPa, para eventos severos de chuva em julho, na (a) primeira e (b) segunda fase da variabilidade interdecadal. As figuras (c) e (d) mostram as composições para 850 hPa nas mesmas fases. A unidade é m. Anomalias com nível de significância igual ou menor a 0,05 estão sombreadas.

(a) (b) (c) (d) Figura 7.15: Composições de anomalias de divergência de fluxo de umidade verticalmente integrado, para eventos severos de chuva em julho, na (a) primeira e (b) segunda fase da variabilidade interdecadal. As figuras (c) e (d) mostram as composições dos fluxos de umidade verticalmente integrados nas mesmas fases. As unidades são 10-6 g s-1 kg-1 e 10-4 m g s-1 kg-1, respectivamente. Anomalias com nível de significância igual ou menor a 0,05 estão sombreadas.

134

(a) (b) (c) (d) Figura 7.16: Composições de anomalias de pressão ao nível do mar, para eventos severos de chuva em julho, na (a) primeira e (b) segunda fase da variabilidade interdecadal. As figuras (c) e (d) mostram as composições de chuva nas mesmas fases. As unidades são Pa e mm, respectivamente. Anomalias com nível de significância igual ou menor a 0,05 estão sombreadas.

Ocorre maior convergência de umidade, que é trazida pelo fluxo do norte do

continente, sobre a região G durante o período após 1973 (figuras 7.15 (b) e (d)). Para o

período anterior, o fluxo penetra o continente pela Argentina e atravessa a região Sul do

Brasil, sem haver, no entanto convergência significativa sobre a área de estudo.

As máximas anomalias médias de chuva em eventos extremos possuem intensidades

similares nas duas fases da variabilidade de baixa freqüência (figuras 7.16 (c) e (d)). Durante

o primeiro período os valores máximos encontram-se sobre uma faixa sudeste-noroeste no

RS, enquanto para o segundo, o núcleo de chuvas máximas está sobre o centro deste Estado. 7.4 Conclusões

Uma inversão de fase em torno do ano de 1973 é verificada no primeiro CP da ACP

em modo S do número filtrado de eventos extremos no Sul do Brasil, em julho e novembro.

Impactos desta mudança de fase na frequência de eventos extremos e nos campos

atmosféricos associados são, portanto, verificados durante os períodos anterior e posterior a

1973.

Áreas homogêneas quanto ao aumento/redução de eventos severos sobre o Sul do país,

em escala de tempo interdecadal, foram encontradas tanto para o mês de novembro (área F)

quanto para o mês de julho (área G). Em ambos os meses constatou-se o aumento

significativo de eventos extremos durante o período de 1974 a 2000. Esses aspectos mostram-

se em acordo com os padrões apresentados pelos modos de variabilidade da ACP em modo S,

no capítulo anterior.

As chuvas diárias e os extremos de precipitação ocorridos nas áreas F e G tem suas

distribuições de freqüências representadas através de curvas gamma e gumbel,

135

respectivamente, para os dois períodos analisados. Os valores mais altos de chuva diária

ocorrem mais freqüentemente durante o período de 1974 a 2000 do que no período anterior,

enquanto os menores valores acontecem com menos freqüência. A curva gumbel indica que

os eventos extremos com os maiores valores de chuva acumulada também aconteceram mais

freqüentemente durante o período mais recente, embora os eventos com maior freqüência de

ocorrência, em cada área, mostram totais de chuva muito próximos, para ambos os períodos.

Diferenças nas composições de anomalias mensais de algumas variáveis

meteorológicas, entre os períodos antes e após o ano de 1973, mostraram a existência de

condições mais favoráveis à ocorrência de chuva extrema durante a segunda fase da

variabilidade interdecadal.

A circulação em baixos níveis, durante os meses de novembro do segundo período,

mostra diferenças semelhantes ao padrão encontrado no primeiro CP da análise em modo T

durante extremos de chuva, principalmente na área D (que é a mais semelhante à area F). As

diferenças indicam, portanto, intensificação do padrão associado à ocorrência de chuva

severa, na segunda fase da variabilidade de baixa freqüência, havendo então condições mais

favoráveis à ocorrência de eventos severos do que na fase anterior. Também em altos níveis

as condições tornam-se mais favoráveis.

Não há diferenças locais quanto ao fluxo da umidade verticalmente integrado e à sua

convergência. A precipitação, contudo, mostra aumento no segundo período, principalmente

sobre o leste da área F.

Nas composições de anomalias durante os eventos severos de chuva nesta região,

algumas semelhanças e diferenças também foram encontradas entre o período anterior e o

posterior ao ano de 1973.

Em altos níveis há intensificação do jato subtropical ao sul do Brasil, para ambos os

períodos, mas o padrão subtropical ciclone-anticiclone está deslocado para sudeste no

segundo período. Deslocamento na mesma direção ocorre em baixos níveis, com a baixa

pressão estendendo-se para sudeste e o anticiclone sobre o Atlântico tornando-se mais forte.

Consistentemente, o núcleo de máxima anomalia de chuva desloca-se para sudeste no

segundo período. Os deslocamentos latitudinais dos padrões de circulação também poderiam

explicar o comportamento oposto das variações interdecadais nas partes sul e norte da região

Sul, mostrado por alguns modos de variabilidade apresentados no capítulo anterior. As

maiores diferenças entre as duas categorias são notadas sobre os oceanos. No período de

1974-2000 a alta extratropical é situada ao sudoeste da AS e intensificada em altos níveis. A

136

posição desta alta no sudoeste da AS é uma característica significativa dos eventos extremos

na área D.

A umidade durante o período de 1950 a 1973 é levada principalmente da região

Amazônica para área F, onde há convergência. Para o período seguinte, existe fluxo tanto do

noroeste do continente quanto do Atlântico. A convergência mostra magnitudes similares em

ambas as categorias.

Assim como para novembro na área F, também há uma área na qual aumenta de forma

significativa a freqüência de eventos extremos em julho (área G) do primeiro para o segundo

período. Aumenta também a freqüência de grandes valores extremos de chuva.

Diferenças entre as médias mensais do mês de julho de cada fase mostram para os

baixos níveis durante a segunda fase uma circulação ciclônica significativa no Atlântico sul,

que é também encontrada pelos primeiros CPs, em modo T, em eventos severos na área E. Há

tendência a fortalecimento de anomalias de circulação mais associadas com eventos extremos

em julho sobre a área E. O mesmo ocorre com a circulação em altos níveis. Isto indica que a

ocorrência de chuvas extrema é mais favorecida, durante essa categoria em relação aos anos

anteriores a 1973.

Não há convergência de umidade significativa sobre a área G em nenhuma das

categorias, mas nota-se que na média mensal há aumento de precipitação, na região nordeste

do RS, na segunda fase da variabilidade interdecadal.

Composições de anomalias durante os eventos extremos de precipitação em julho

sobre esta área indicam algumas diferenças e semelhanças entre as os episódios, entre os anos

anteriores e posteriores a 1973.

Em altos níveis, durante o período de 1974 a 2000 existe maior intensificação do jato

subtropical sobre a área. Isto é devido ao maior gradiente de pressão que ocorre entre o dipolo

sobre o sul da AS nesta fase da variabilidade interdecadal. Também em julho esse dipolo é

deslocado para sudeste. Em baixos níveis, a configuração favorece a entrada de sistemas das

maiores latitudes e também a entrada de ar quente e úmido do norte do continente. A alta ao

sudoeste da AS é intensificada e não se estende sobre o Atlântico. A baixa pressão local é

mais intensa durante este período, assim como a alta subtropical sobre o Atlântico.

Ocorre maior convergência de umidade sobre a área G, que é trazida pelo fluxo do

interior do continente, durante o segundo período, o que é consistente com as diferenças de

circulação descritas. As anomalias positivas médias de chuva, contudo, possuem magnitudes

similares nas duas fases da variabilidade de baixa freqüência. Isto indica que durante os

extremos no mês de julho as quantidades mais prováveis de chuva por evento são próximas

137

para as duas categorias de anos, mas os valores mais extremos podem ocorrer mais

frequentemente na segunda fase, o que é coerente com a distribuição de chuvas extremas.

138

CAPÍTULO 8

Estudo de Casos de Precipitação Extrema

8.1 Introdução Neste capítulo, pretende-se investigar quais são os processos meteorológicos mais

relevantes na formação da chuva intensa em três casos de ocorrência de precipitação severa,

no mês de novembro de anos EN e LN e no mês de julho seguinte ao ano de episódio EN,

sobre as áreas A, D e E selecionadas sobre a região Sul do Brasil.

8.2 Metodologia e Dados Foram selecionados três casos de eventos severos de precipitação sobre as áreas

homogêneas (A, D e E), dos quais um deles ocorreu durante o mês de novembro de ano de

EN, o outro em ano LN, e o último durante o mês de julho do ano seguinte ao ano de episódio

quente.

A seleção de eventos, para cada categoria de anos, em cada área, foi feita com base

nos maiores percentis de chuva e na maior persistência dos eventos.

Anomalias diárias, em relação à média climatológica diária, foram obtidas para

algumas variáveis meteorológicas, nos dias centrais dos eventos extremos e nos dois dias

anteriores ao primeiro dia do evento e 2 dias posteriores ao último dia do evento.

As variáveis meteorológicas utilizadas foram a altura geopotencial em 850 e 250 hPa,

pressão ao nível do mar, além de advecção de vorticidade em 500 hPa e fluxo e divergência

de umidade verticalmente integrados. Estes dados encontram-se como descrito no capítulo 5.

A precipitação diária também é analisada no mesmo período e encontra-se como descrito no

capítulo 2.

8.3 Resultados 8.3.1 Eventos Extremos ocorridos no Mês de Novembro

Os casos de precipitação extrema escolhidos no mês de novembro ocorreram tanto na

área A quanto na D e mostraram persistência em ambas as regiões.

139

No primeiro caso, em novembro de 1963, ano de EN, os eventos de chuva extrema

tiveram início no dia 04 e término no dia 09 na área D, enquanto que na área A a ocorrência

foi verificada do dia 08 ao dia 11 (figuras 8.1 (a) e (b)). Nesta região de litoral, o maior

percentil de chuva foi encontrado para o dia 09, com um valor de 98.5, enquanto que para o

interior, os maiores percentis ocorreram do dia 06 ao 09, mantendo-se também em torno de

98.5.

O segundo caso, ocorrido em novembro de 1975, ano de LN, teve início no dia 16 e

término no dia 18, em ambas as áreas (A e D) (figuras 8.2 (a) e (b)). Para a área A, os dias 17

e 18 apresentaram os maiores percentis de chuva (98.2 e 98.4), enquanto que na região D há

um pico no dia 17 com o valor de 97.8.

Os dias de início e término, de cada caso de chuva extrema acima mencionados

referem-se aos dias centrais dos eventos, uma vez que estes são determinados pelo percentil da

chuva acumulada de 3 dias, que é atribuída à data central.

(a) (b) Figura 8.1: Percentis de precipitação em eventos severos de chuva na área (a) A e (b) D no mês de novembro de 1963.

(a) (b) Figura 8.2: Percentis de precipitação em eventos severos de chuva na área (a) A e (b) D no mês de novembro de 1975.

140

8.3.1.1 Evento Extremo em Novembro de 1963 (EN) Anomalias diárias de diversos parâmetros meteorológicos foram obtidos desde o dia

02 ao dia 13 de novembro de 1963. São mostrados, no entanto, pelas figuras a seguir, os

campos no período de 03 a 11.

Em baixos níveis, as anomalias de altura geopotencial em 850 hPa (figura 8.3)

mostram, que uma circulação ciclônica encontrada no Pacífico subtropical no dia 03 de

novembro sofre deslocamento para leste penetrando o continente e atingindo o Sul do Brasil

pelo interior no dia 04, reduzindo a pressão nesta região. No dia 05 ocorre intensificação desta

baixa, principalmente sobre o RS. A partir do dia 08, este sistema subtropical continua o

deslocamento para leste, de maneira a reduzir a pressão também sobre a região do litoral. A

anomalia negativa da altura geopotencial estende-se até o oceano Atlântico a partir do dia 09.

No dia 10, verifica-se a mais intensa redução de pressão sobre a região Sul. Este

comportamento concorda com o maior percentil de chuva encontrado, em ambas as áreas (A e

D), para o evento do dia 09. Já no dia 11 acontece um aumento desta pressão sobre o Sul do

país.

Ao nível do mar, as anomalias de pressão mostram também o deslocamento de oeste,

de um sistema de baixa pressão (figura 8.4). A baixa sobre o Pacífico desde o dia 02 atravessa

os Andes enfraquecendo-se, e penetra a região Sul pelo interior no dia 04, quando desloca a

alta que estava sobre a área. Nos próximos dias ela continua a se deslocar para leste,

estendendo-se pelo Atlântico a partir do dia 06. No dia 7 ela se intensifica sobre o Paraguai.

Nos dias 08 e 10 ocorre maior intensificação da baixa sobre a área litorânea da região Sul.

Este aspecto concorda com o maior percentil encontrado na área A durante estes dias. A partir

do dia 11 ela torna a se enfraquecer sobre o Sul.

Em altos níveis, as anomalias de altura geopotencial (figura 8.5) mostram que a partir

do dia 05 ocorre intensificação do jato subtropical. Nesta data, o padrão de circulação

ciclone/anticiclone aparece no centro da Argentina. A partir do dia 06 ele se aproxima do Sul

do Brasil, mostrando-se mais intensificado no dia 08. No dia seguinte, um pouco

enfraquecido, está exatamente sobre o Sul. O dipolo continua deslocando-se em direção

nordeste e a partir do dia 10 está sobre o PR, já bem mais enfraquecido.

Uma pequena convergência da umidade tem início no dia 04, produzida pelo fluxo do

Atlântico que penetra a região Sudeste do país e é desviado para a região Sul (figuras 8.6 e

8.7). A partir do dia 05 a convergência ocorre sobre toda a região mostrando-se mais

intensificada no dia 07, quando o mais intenso fluxo de umidade vem do interior do

141

continente. A redução da pressão nos baixos níveis que se configura a oeste da região Sul,

neste dia, canaliza o fluxo do norte do continente em direção à área de interesse. A partir do

dia 08, ocorre deslocamento do núcleo de convergência em direção ao Atlântico. O fluxo é

também direcionado do continente para o oceano nesta data. No dia 9 ocorre inversão do

fluxo de umidade e a convergência se restringe à área litorânea. No dia 11 já há divergência

de umidade sobre toda a região.

A advecção de vorticidade ciclônica em 500 hPa (figura 8.8) não apresenta padrões

relevantes no Sul do Brasil ou nas proximidades entre os dias 3 e 6. No dia 7, contudo, há

advecção de vorticidade ciclônica a sudeste do RS, que se intensifica e atinge o RS e SC no

dia 09, quando se verificam os maiores percentis de precipitação tanto na área A quanto na D.

No dia 10, a advecção de vorticidade negativa está centrada sobre o litoral. No dia 11, a

advecção positiva domina toda a região.

Os campos de precipitação (figura 8.9) mostram áreas isoladas de chuva no dia 03. No

dia 04 ocorre chuva sobre o RS que é intensificada e deslocada para o norte na data seguinte.

O fluxo e a convergência de umidade também são mais intensos e abrangem todo o RS

durante o dia 5. A partir do dia 06, a chuva mostra persistência dos maiores valores de

precipitação sobre o oeste de SC, até o dia 08. No dia 09, a precipitação ocorre sobre toda a

região Sul, no entanto bem mais enfraquecida. Intensifica-se no leste do PR e SC no dia

seguinte, apresentando ainda um núcleo no centro-oeste de SC. Ocorre forte redução no dia

11, quando apenas alguns núcleos localizados são observados.

A análise combinada da evolução dos diferentes campos mostra que entre os dias 5 e

8, quando havia forte baixa pressão ao nível do mar a oeste da região Sul e sobre ela,

favorecendo forte fluxo de umidade do norte, com convergência na região Sul, a chuva se

localizou mais na parte oeste da região, estando associada com este grande aporte de umidade.

No dia 9, quando a advecção de vorticidade ciclônica em 500 hPa dominava o Sul do país, a

chuva se estendeu a toda a região, mesmo com predomínio de divergência de umidade, o que

explica as quantidades de chuva mais reduzidas que no dia 8. No dia 10, tanto a convergência

de umidade (muito enfraquecida) como a advecção de vorticidade, se deslocaram para leste

onde ocorreu o máximo de chuva neste dia.

142

(a) (b) (c) (d) (e)

(f) (g) (h) (i) Figura 8.3: Anomalias de altura geopotencial em 850 hPa para os dias (a) 03, (b) 04, (c) 05, (d) 06, (e) 07, (f) 08, (g) 09, (h) 10 e (i) 11 de novembro de 1963. A unidade é m.

(a) (b) (c) (d) (e)

(f) (g) (h) (i) Figura 8.4: Anomalias pressão ao nível do mar para os dias (a) 03, (b) 04, (c) 05, (d) 06, (e) 07, (f) 08, (g) 09, (h) 10 e (i) 11 de novembro de 1963. A unidade é Pa.

(a) (b) (c) (d) (e)

(f) (g) (h) (i) Figura 8.5: Anomalias de altura geopotencial em 250 hPa para os dias (a) 03, (b) 04, (c) 05, (d) 06, (e) 07, (f) 08, (g) 09, (h) 10 e (i) 11 de novembro de 1963. A unidade é m.

143

(a) (b) (c) (d) (e)

(f) (g) (h) (i) Figura 8.6: Anomalias de fluxo de umidade verticalmente integrado para os dias (a) 03, (b) 04, (c) 05, (d) 06, (e) 07, (f) 08, (g) 09, (h)10 e (i) 11 de novembro de 1963. A unidade é 10-3 m g s-1 kg-1.

(a) (b) (c) (d) (e)

(f) (g) (h) (i) Figura 8.7: Anomalias de divergência do fluxo de umidade verticalmente integrada para os dias (a) 03, (b) 04, (c) 05, (d) 06, (e) 07, (f) 08, (g) 09, (h) 10 e (i) 11 de novembro de 1963. A unidade é 10-5 g s-1 kg-1.

(a) (b) (c) (d) (e)

(f) (g) (h) (i) Figura 8.8: Anomalias de advecção de vorticidade em 500 hPa para os dias (a) 03, (b) 04, (c) 05, (d) 06, (e) 07, (f) 08, (g) 09, (h) 10 e (i) 11 de novembro de 1963. A unidade é 10-10 s-2.

144

(a) (b) (c) (d) (e)

(f) (g) (h) (i) Figura 8.9: Precipitação para os dias (a) 03, (b) 04, (c) 05, (d) 06, (e) 07, (f) 08, (g) 09, (h) 10 e (i) 11 de novembro de 1963. A unidade é mm.

8.3.1.2 Evento Extremo em Novembro de 1975 (LN) As anomalias diárias dos parâmetros meteorológicos foram obtidas desde o dia 14 ao

dia 20 de novembro de 1975, no entanto, são mostrados a seguir os campos dos dias 15 a 19.

Em baixos níveis, pelas anomalias de altura geopotencial (figura 8.10) nota-se um

sistema de baixa pressão que está sobre o sul da AS desde o dia 14, e que se estende em

direção as menores latitudes. A pressão a oeste da região Sul e sobre ela é reduzida a partir do

dia 15 e persiste baixa sobre esta área até o dia 16. Durante este período, ocorre um intenso

fortalecimento do núcleo desta baixa sobre o sul da AS e um leve deslocamento para leste. A

configuração desta circulação favorece o fluxo de umidade do interior do continente, das

baixas latitudes, em direção ao Sul do país. Além disso, massas de ar frias das latitudes

polares são também mais facilmente deslocadas para a região. A partir do dia 17, a circulação

ciclônica é deslocada para o Atlântico, aumentando a pressão sobre o Sul do país. As

anomalias de pressão ao nível do mar (figura 8.11) reforçam esses aspectos vistos em 850

hPa.

Nos altos níveis, um dipolo ciclone/anticiclone aparece no dia 15 sobre a Argentina,

intensificando o jato sobre esta região (figura 8.12). Nos próximos dois dias ele é deslocado

na direção nordeste. No dia 18 o gradiente de pressão entre o dipolo é mais intenso, no

entanto, ele está sobre o oceano Atlântico. A partir desta data desloca-se ainda mais para leste,

não havendo mais anomalia sobre o Sul do país.

A umidade converge sobre o sul do RS no dia 15 (figuras 8.13 e 8.14). No dia

seguinte, existe convergência na maior parte do Sul do país, enquanto no dia 17 a

145

convergência enfraqueceu e ocorre apenas sobre o PR e parte de SC. O fluxo vem do noroeste

do continente neste período. A umidade que penetra o país nas menores latitudes é canalizada

pela baixa pressão no sudoeste da AS e direcionada até a região de estudo, principalmente nos

dias 15 e 16, quando ambos são mais intensos. A partir do dia 17 não há mais convergência

sobre a região.

Em 500 hPa ocorre advecção de vorticidade ciclônica apenas durante o dia 18, no PR,

SC e no norte de RS (figura 8.15).

Os campos da precipitação diária mostram (figura 8.16) um núcleo isolado sobre o

sudeste do RS no dia 15, que se intensifica no dia seguinte e abrange grande parte deste

Estado. A chuva torna-se mais intensa no norte do RS e parte de SC no dia 17, e chega ao PR

no dia 18, já mais enfraquecida. No dia 19 não há precipitação sobre a região Sul. Esses

campos mostram o deslocamento para o norte do sistema precipitante.

As maiores quantidades de chuva ocorridas nos dias 16 e 17 reforçam o máximo

percentil verificado no evento do dia 17, na área D. As chuvas ocorridas nestes dias no RS e

oeste de SC parecem conectadas à convergência de umidade. Contudo, a chuva ocorrida no

PR e SC (com máximo relativo no litoral) no dia 18, poderia estar associada à advecção de

vorticidade em 500 hPa, pois não havia mais convergência de umidade.

(a) (b) (c) (d) (e) Figura 8.10: Anomalias de altura geopotencial em 850 hPa para os dias (a) 15, (b) 16, (c) 17, (d) 18 e (e) 19 de novembro de 1975. A unidade é m.

(a) (b) (c) (d) (e) Figura 8.11: Anomalias de pressão ao nível do mar para os dias (a) 15, (b) 16, (c) 17, (d) 18 e (e) 19 de novembro de 1975. A unidade é Pa.

146

(a) (b) (c) (d) (e) Figura 8.12: Anomalias de altura geopotencial em 250 hPa para os dias (a) 15, (b) 16, (c) 17, (d) 18 e (e) 19 de novembro de 1975. A unidade é m.

(a) (b) (c) (d) (e) Figura 8.13: Anomalias de fluxo de umidade verticalmente integrado para os dias (a) 15, (b) 16, (c) 17, (d) 18 e (e) 19 de novembro de 1975. A unidade é 10-3 m g s-1 kg-1.

(a) (b) (c) (d) (e) Figura 8.14: Anomalias de divergência de fluxo de umidade verticalmente integrado para os dias (a) 15, (b) 16, (c) 17, (d) 18 e (e) 19 de novembro de 1975. A unidade é 10-5 g s-1 kg-1.

(a) (b) (c) (d) (e) Figura 8.15: Anomalias de advecção de vorticidade em 500 hPa para os dias (a) 15, (b) 16, (c) 17, (d) 18 e (e) 19 de novembro de 1975. A unidade é 10-10 s-2.

(a) (b) (c) (d) (e) Figura 8.16: Precipitação para os dias (a) 15, (b) 16, (c) 17, (d) 18 e (e) 19 de novembro de 1975. A unidade é mm.

147

8.3.2 Evento Extremo ocorrido no Mês de Julho O evento extremo de precipitação na área E, selecionado como o terceiro caso, ocorreu

no ano de 1983, ano seguinte ao início de episódio EN. O evento teve início no dia 05 e

término no dia 11 (figura 8.17). Ocorre um pico principal de percentil de chuva no dia 07,

com o valor 99.0, e um segundo pico no dia 09, com o valor 98.0.

Figura 8.17: Percentis de precipitação em eventos severos de chuva na área E no mês de julho de 1983.

As anomalias diárias de alguns parâmetros atmosféricos foram obtidas desde o dia 03

ao dia 13 de julho de 1983, mas esses campos são mostrados a partir do dia 04.

A altura geopotencial em 850 hPa mostra (figura 8.18) que a circulação ciclônica que

já se encontrava no extremo sul do continente e se estendia em direção às menores latitudes

desde o dia 03, é intensificada a oeste da região Sul do Brasil e sobre esta região a partir do

dia 05, permanecendo assim até o dia 08, com um centro de alta pressão a oeste. No dia

seguinte, começa a enfraquecer-se sobre a área e nos dias 12 e 13 mais altas pressões passam

a existir. Estes mesmos aspectos são encontrados pelas anomalias de pressão ao nível do mar

(figura 8.19). Essa configuração da pressão em baixos níveis, além de facilitar o fluxo de

umidade do norte em direção ao Sul, também favorece a entrada de massas de ar frias das

regiões polares para a área de estudo. Este aspecto foi também visto durante o evento ocorrido

no mês de novembro de 1975.

Nos altos níveis (figura 8.20), um centro ciclônico permanece sobre a região Sul do

país a partir do dia 04 até o dia 12, com um centro anticiclônico a oeste. Ele fortalece o jato

subtropical sobre a região, principalmente entre os dias 6 e 11. No dia 13 ele é deslocado para

o sul da Argentina, quando a circulação anticiclônica empurra a ciclônica para as maiores

latitudes.

Há convergência de umidade sobre a região desde o dia 05 até o dia 10, ocorrendo um

núcleo mais intenso durante o dia 07, quando se verificou o máximo percentil de chuva para o

evento extremo (figura 8.21). O fluxo de umidade é dominantemente da região noroeste do

148

continente durante esses dias, mostrando-se mais intenso do dia 06 ao 08 (figura 8.22). No dia

12 novamente encontra-se convergência sobre parte do PR e no dia 13, sobre grande parte da

região Sul, embora mais fraca que nos dias anteriores, pois predomina fluxo do oceano, com

pequeno componente de noroeste.

Sobre o sudoeste do RS ocorre advecção de vorticidade ciclônica em 500 hPa desde o

dia 04 ao dia 06 (figura 8.23). No dia 10, a advecção negativa reaparece sobre o sul do RS, e

no PR no dia 13.

A precipitação tem início no dia 05, sobre a maior parte do RS e SC, com núcleos

mais fortes no oeste (figura 8.24). No dia seguinte as chuvas são intensificadas e deslocam-se

também para o norte, desta forma abrangendo ainda grande parte do Estado do PR. Nos dias

07 e 08 a precipitação permanece intensa e ainda sobre a parte oeste da região Sul, com maior

núcleo sobre o oeste de SC. No dia 09 há um enfraquecimento, principalmente sobre o RS. No

entanto, um forte núcleo ainda se encontra sobre o centro-norte de SC, que se estende até o

PR. A intensidade da precipitação se mantém até o dia 11, com maior concentração sobre SC.

A partir do dia 12, o núcleo é deslocado para o PR, mostrando-se já mais enfraquecido e a

chuva sobre SC e RS também é reduzida. No dia seguinte, contudo, uma fraca precipitação é

vista no sul do RS, enquanto o sistema que se deslocou para o PR ainda permanece sobre o

Estado, e as chuvas sobre SC estão bem mais reduzidas do que no dia anterior.

Durante os dias 06 a 11, quando houve persistência da chuva intensa, principalmente

sobre SC, verifica-se que os sistemas de circulação também foram persistentes,

principalmente aqueles dos altos níveis, onde o jato é intensificado e estacionário sobre esta

região. Nos baixos níveis, a baixa pressão permaneceu e intensificou-se sobre o Sul,

principalmente entre os dias 05 a 09.

(a) (b) (c) (d) (e)

(f) (g) (h) (i) (j) Figura 8.18: Anomalias de altura geopotencial em 850 hPa para os dias (a) 04, (b) 05, (c) 06, (d) 07, (e) 08, (f) 09, (g)10, (h)11, (i)12 e (j) 13 de julho de 1983. A unidade é m.

149

(a) (b) (c) (d) (e)

(f) (g) (h) (i) (j) Figura 8.19: Anomalias de pressão ao nível do mar para os dias (a) 04, (b) 05, (c) 06, (d) 07, (e) 08, (f) 09, (g)10, (h)11, (i)12 e (j) 13 de julho de 1983. A unidade é Pa.

(a) (b) (c) (d) (e)

(f) (g) (h) (i) (j) Figura 8.20: Anomalias de altura geopotencial em 250 hPa para os dias (a) 04, (b) 05, (c) 06, (d) 07, (e) 08, (f) 09, (g)10, (h)11, (i)12 e (j) 13 de julho de 1983. A unidade é m.

(a) (b) (c) (d) (e)

(f) (g) (h) (i) (j) Figura 8.21: Anomalias de fluxo de umidade verticalmente integrado para os dias (a) 04, (b) 05, (c) 06, (d) 07, (e) 08, (f) 09, (g)10, (h)11, (i)12 e (j) 13 de julho de 1983. A unidade é 10-3 m g s-1 kg-1.

150

(a) (b) (c) (d) (e)

(f) (g) (h) (i) (j) Figura 8.22: Anomalias de divergência de fluxo de umidade verticalmente integrado para os dias (a) 04, (b) 05, (c) 06, (d) 07, (e) 08, (f) 09, (g)10, (h)11, (i)12 e (j) 13 de julho de 1983. A unidade é 10-5 g s-1 kg-1.

(a) (b) (c) (d) (e)

(f) (g) (h) (i) (j) Figura 8.23: Anomalias de adveccão de vorticidade em 500 hPa para os dias (a) 04, (b) 05, (c) 06, (d) 07, (e) 08, (f) 09, (g)10, (h)11, (i)12 e (j) 13 de julho de 1983. A unidade é 10-10 s-2.

(a) (b) (c) (d) (e)

(f) (g) (h) (i) (j) Figura 8.24: Precipitação para os dias (a) 04, (b) 05, (c) 06, (d) 07, (e) 08, (f) 09, (g)10, (h)11, (i)12 e (j) 13 de julho de 1983. A unidade é mm.

151

8.4 Conclusões Três casos de precipitação extrema e persistente nas áreas homogêneas do Sul do

Brasil foram identificados durante o mês de novembro de anos de EN e LN, e durante o mês

de julho de ano seguinte ao ano EN.

O primeiro evento extremo, ocorrido do dia 04 ao dia 11 de novembro de 1963, ano de

EN, desenvolveu-se em duas fases. A primeira ocorreu do dia 04 ao dia 08, com chuva sobre

o RS e avançando para o noroeste. A outra, desenvolveu-se entre 09 e 11, com deslocamento

para leste. Os campos de anomalias mostram basicamente o deslocamento para leste de um

sistema de baixa pressão, em baixos níveis, que se encontrava sobre o Pacífico subtropical e

que penetrou no continente, intensificando-se sobre o Sul do Brasil, onde persistiu por vários

dias. Em altos níveis, verificou-se a intensificação do jato subtropical, incicialmente sobre a

Argentina, por um dipolo ciclone-anticiclone que se deslocou para o Sul do Brasil, onde

permaneceu por alguns dias e fortaleceu o jato subtropical sobre a região, antes de deslocar-se

para leste. Na primeira fase, as chuvas pareceram estar mais associadas com o intenso fluxo

de umidade vindo do norte e convergindo sobre a região Sul. Na segunda fase, a convergência

de umidade diminuiu, mas surgiu advecção de vorticidade ciclônica em 500 hPa e a chuva se

espalhou por toda região, com menor intensidade. Logo a seguir, deslocou-se para o leste,

quando a convergência de umidade e a advecção de vorticidade se deslocaram para lá.

No segundo caso de chuva extrema, ocorrido de 16 a 18 de novembro de 1975, ano de

LN, a precipitação sobre a região Sul do país iniciou sobre o sudeste do RS e foi intensificada

à medida que se deslocou para noroeste. Quando atingiu o leste de SC e PR, no entanto,

mostrou-se mais enfraquecida sobre a região. O máximo percentil na área D ocorreu no dia

17, enquanto o máximo na área A ocorreu no dia 18. Os campos atmosféricos neste período

mostraram um sistema de baixa pressão ao sul da AS, em baixos níveis, que se estendeu até o

Sul do Brasil, persistindo nos primeiros três dias. Este padrão é favorável à entrada, no Sul do

país, de ar úmido e quente do noroeste da AS e de massas de ar frias do sul. Em altos níveis, o

jato subtropical mais intenso foi deslocado em direção à região de estudo. A umidade

convergiu sobre a área, pelo fluxo de noroeste, até o dia 17. Após esta data, não houve mais

convergência. A advecção de vorticidade ciclônica apareceu no dia 18.

O terceiro caso de precipitação extrema, ocorrido do dia 05 a 11 de julho de 1983, ano

seguinte ao início de EN, iniciou com chuva sobre RS e SC que se deslocou para o norte,

permanecendo intensa sobre SC, com o mais forte núcleo no oeste, por 5 dias, quando então

este foi deslocado para o Estado do PR nos dias seguintes. Os padrões atmosféricos durante

152

esses dias mostram que, em baixos níveis, houve uma circulação ciclônica ao sul da AS que

se estendeu até o norte da Argentina e o Sul do Brasil, reduzindo a pressão na região. A oeste,

houve um centro de alta pressão. Este padrão permaneceu estacionário durante os dias em que

ocorreu a maior quantidade de chuva sobre a região. Essa configuração da pressão em baixos

níveis, além de facilitar o fluxo de umidade do norte em direção ao Sul, também é favorável à

entrada de massas de ar frias das regiões polares na área de estudo. Este comportamento é

também verificado em extremos do mês de novembro de 1975. Houve intensificação do jato

subtropical, em altos níveis, sobre o Sul e convergência de umidade com fluxo

predominantemente do noroeste do continente, especialmente nos dias de maior chuva.

A análise dos três casos sugere que, enquanto as chuvas intensas durante novembro de

episódios EN no RS e oeste da região Sul parecem ser associadas com forte convergência de

umidade vinda do noroeste/norte da AS, as chuvas severas no litoral da região Sul tem

associação mais consistente com advecção de vorticidade em 500 hPa, pois nestes eventos a

convergência de umidade geralmente é menor. Esta sugestão é coerente com composições de

anomalias de divergência de fluxo de umidade e advecção de vorticidade para eventos

extremos nas áreas A (litoral) e D (interior). As anomalias de convergência de fluxo de

umidade são muito maiores para eventos extremos na área D (figura 5.8 (a)) que aquelas para

eventos extremos na área A (figura 5.7 (a)). Já as anomalias de advecção de vorticidade só são

significativamente negativas para a área A (figura 5.12 (a)), enquanto para a área D elas são

até positivas (figura 5.12 (c)).

Os eventos extremos analisados para novembro (0) e julho (+) durante episódios EN

foram muito mais persistentes que aquele durante novembro (0) de episódio LN. Este aspecto

indica que as perturbações associadas com EN favorecem as condições associadas com

eventos extremos, o que torna maior a probabilidade de sua ocorrência.

153

CAPÍTULO 9

Conclusões

Estudos anteriores já mostraram que os episódios EN e LN causam impactos sobre a

chuva no Sul do Brasil durante a primavera, principalmente em novembro, e durante o

inverno, principalmente julho, de anos seguintes aos episódios quentes. O objetivo deste

trabalho foi o de estudar os impactos desses episódios sobre a freqüência de eventos extremos

de precipitação, nos meses de novembro e julho de 1950 a 2000, sobre a região Sul, com

grande detalhamento espacial. A influência da variabilidade com freqüências menores que as

de ENOS também foi investigada, a fim de verificar a possibilidade de modulação da

freqüência dos eventos severos ainda por outras oscilações climáticas.

Ajuste de distribuições gamma a totais acumulados de chuva em 3 dias móveis foi

efetuado, sendo então as chuvas substituídas pelos correspondentes percentis. Aqueles

eventos cujos percentis foram iguais ou maiores a 85, foram considerados como extremos.

Através da diferença entre os números médios de eventos extremos de anos EN e neutros e

também de anos LN e neutros, foram obtidas áreas com variações homogêneas significativas

de extremos em anos de episódios.

A região Sul apresenta uma área litorânea (área A) e algumas áreas no interior (B, C)

com aumento significativo de eventos extremos em novembro de anos EN. Outra área no

interior (área D), mostra redução significativa durante novembro de anos LN. A área D

também apresenta aumento de eventos extremos em anos EN, embora este aumento não seja

significativo em todas as suas partes. Contudo, como ela abrange as áreas B e C e algumas

outras menores, que mostram aumento significativo destes eventos em anos EN, a área D foi

usada para analisar tanto o aumento de eventos extremos durante anos EN quanto a

diminuição destes eventos em anos LN. Em meses de julho de anos seguintes aos episódios

quentes verifica-se aumento significativo de eventos severos numa área homogênea (E),

abrangendo a região centro-leste do RS.

As chuvas diárias e os extremos de precipitação nessas áreas, para cada categoria de

anos (EN, LN e neutros), mostram distribuições de freqüências dadas por curvas que se

aproximam das curvas gamma e gumbel, respectivamente. Indicam que os (baixos) altos

154

valores de precipitação têm (menor) maior probabilidade de ocorrência em anos EN enquanto

que os (maiores) menores valores ocorrem (menos) mais freqüentemente em anos LN.

Séries de chuvas médias mensais e de número de eventos extremos, em cada região,

apresentam correlações significativas com a TSM mensal de certas áreas oceânicas. Nota-se

que a variabilidade desses parâmetros nas regiões do litoral (A) e interior (D), durante o mês

de novembro, e na área E, durante o mês de julho, mostra-se modulada pela variabilidade da

TSM associada principalmente a ENOS. Padrões de variabilidade interdecadal também são

encontrados nas áreas D e E. O que diferencia a relação entre a TSM e a chuva média mensal

daquela entre a TSM e o número de eventos extremos é, em algumas vezes, a magnitude das

anomalias de TSM e, em outras, pequenas variações nas regiões oceânicas.

Correlações significativas da TSM com as chuvas médias e com o número de

extremos, mostradas por análise que utiliza apenas anos EN ou LN, mostram variações inter-

EN e inter-LN da TSM associadas com variações inter-episódios do impacto sobre a chuva.

As áreas oceânicas, no entanto, são bem menos abrangentes. O Pacífico equatorial se mostra

importante principalmente na modulação dos eventos severos entre episódios quentes.

Padrões mais recorrentes da circulação atmosférica em altos e baixos níveis, durante a

ocorrência de eventos severos de chuva em cada uma das áreas homogêneas, foram obtidos

através da ACP da altura geopotencial em 850 e 250 hPa, em modo T. Os padrões mais

recorrentes da precipitação durante esses eventos também foram analisados.

De maneira geral, os padrões de altura geopotencial mais recorrentes durante

extremos, em qualquer categoria de anos, são semelhantes, pois as condições atmosféricas que

produzem chuvas intensas são basicamente as mesmas.

Para o mês de novembro, nos baixos níveis, os primeiros modos, que explicam a maior

parte da variância, mostram basicamente escoamento mais zonal nas médias latitudes e, nos

subtrópicos, altas pressões sobre os oceanos Atlântico e Pacífico, e uma baixa termo-

orográfica relativa sobre o continente. Este padrão provoca advecção de ar quente e úmido

sobre a região de estudo. Em altos níveis, os padrões mais recorrentes mostram aumento do

gradiente meridional de altura geopotencial, com aumento do escoamento zonal de oeste. Nos

subtrópicos, há escoamento ciclônico-anticiclônico-ciclônico, com crista sobre o Sudeste do

Brasil, ladeada por cavados, indicando haver possivelmente advecção de vorticidade ciclônica

sobre o Sul do país durante eventos extremos. Nos extratrópicos, predomina uma crista nas

proximidades do sul da AS. Os modos secundários mostram padrões ondulatórios nos

extratrópicos, que alteram um pouco esses padrões gerais em diferentes eventos extremos.

155

Entre diferentes categorias há pequenos deslocamentos dos padrões e diferenças de

magnitude. Contudo, a mais importante indicação das diferenças é a de que durante eventos

extremos em anos EN os aspectos que produzem mais chuva são mais reforçados. Os padrões

mais recorrentes para as áreas A e D, apesar de semelhantes, são um pouco deslocados entre

si.

Em julho (+) os padrões mais recorrentes associados com extremos na área E tem

semelhanças com os observados em novembro, principalmente em altos níveis. Nos baixos

níveis, a alta do Atlântico penetra em parte do território brasileiro e nos extratrópicos, a crista

ao sul da AS parece ser mais forte em julho que em novembro e mais deslocada para oeste. Os

demais modos retidos, tanto em anos EN (+) quanto em neutros, consistem de padrões dipolo

e monopolo no sul da AS, que representam basicamente diferenças inter-eventos da posição e

intensidade do anticiclone no sul da AS.

Através da ACP da precipitação durante extremos em novembro, nas áreas A e D,

nota-se em vários modos retidos diferenças entre as regiões do litoral e interior, quanto aos

padrões mais recorrentes de precipitação em anos EN. Frequentemente ocorrem anomalias de

sinais opostos entre essas duas áreas. No entanto, um dipolo latitudinal também é verificado

em alguns modos. Para anos neutros e LN sobressai novamente o padrão de anomalias

opostas entre litoral-interior e também entre o RS e os demais estados da região Sul.

Enquanto o primeiro modo para extremos na área A mostra que não há sempre chuva

em toda esta área durante estes eventos, o primeiro modo para a área D mostra que esta região

é mais homogênea em termos de anomalias de precipitação durante eventos severos.

Para os extremos em julho, na área E, os dois primeiros modos em EN (+) apresentam

padrões que se assemelham aos encontrados durante extremos na área D, em novembro (0). O

primeiro CP, contudo, apresenta máxima anomalia de precipitação sobre SC. O máximo

coeficiente de peso ocorreu em julho de 1983, quando aconteceram grandes cheias naquele

Estado. Este modo indica variação de mesmo sinal em grande parte da região Sul (exceto no

nordeste do PR), enquanto o segundo mostra novamente um dipolo latitudinal. Em extremos

durante anos neutros, o padrão de dipolo latitudinal volta a aparecer entre os dois primeiros

CPs.

Composições de anomalias de diversas variáveis meteorológicas durante eventos

severos de chuva mostram que durante episódios EN, a ocorrência desses eventos em

novembro, tanto na área A como na área D, está associada à baixa pressão anômala em baixos

níveis no sudoeste da AS (incluindo essas duas áreas). Este padrão, além de produzir

convergência sobre elas, intensifica o fluxo de ar quente e úmido do norte e centro do país em

156

direção ao Sul. Este fluxo é ainda reforçado por alta anômala no leste da AS, principalmente

para eventos extremos na área D. Em altos níveis, um par ciclone-anticiclone anômalo sobre a

AS subtropical ocorre durante eventos extremos em ambas as áreas, com pequeno

deslocamento para leste no caso da região A, reforçando o jato subtropical sobre cada uma

dessas regiões. A maior diferença entre os campos anômalos em eventos extremos nas áreas A

e D é a alta extratropical, que em eventos severos na área A está a sudeste da AS, no sudoeste

do Atlântico, enquanto em extremos na área D está a sudoeste do continente. O fortalecimento

desta alta no Atlântico sudoeste parece inibir eventos extremos na área D e favorecê-los na

área A. Os aspectos gerais, citados acima, aparecem também na composição de anomalias

para eventos severos de todos os anos nestas regiões, sendo as condições mais associadas com

estes eventos (apenas em baixos níveis a média de todos os anos é diferente para a área A). As

condições que aparecem na composição de perturbações médias mensais produzidas por

episódios EN assemelham-se as verificadas durante os eventos extremos, o que explica o

aumento dos mesmos nas áreas A e D durante esta categoria de anos.

Durante episódios LN, os extremos de chuva na área A estão associados com padrão

diferente de anomalias daquele verificado para EN. Sobre o continente, há alguma

semelhança com as perturbações médias mensais produzidas por estes episódios, mas os

padrões no Pacífico e no Atlântico subtropical são diferentes. Tendo em vista que as

perturbações produzidas por episódios LN sobre o continente em baixos níveis não são

opostas àquelas associadas com eventos extremos na área A, enquanto as de altos níveis são

diferentes, é consistente não haver diferença significativa na freqüência de eventos extremos

nesta área durante episódios LN. Os extremos na área D durante episódios frios mostram,

sobre a parte sul do continente, condições semelhantes às observadas durante episódios EN e

na média de todos os anos, embora sejam diferentes em outras regiões. Condições

completamente opostas aparecem sobre a parte sul do continente na composição de

perturbações médias mensais produzidas por episódios LN, o que explica a grande diminuição

de eventos extremos na área D durante esses anos.

Os padrões de circulação associados com eventos extremos em julho na área E são

semelhantes tanto para anos EN (+) como para LN (+) e para a média de todos os anos.

Percebe-se, portanto, que há um padrão característico para eventos extremos em julho nesta

área e que no ano (+) de episódios EN as perturbações significativas associadas favorecem a

ocorrência desse padrão, aumentando a freqüência de eventos extremos, enquanto durante LN

(+) não há favorecimento, tendendo os eventos extremos até a diminuir.

157

Embora o impacto de episódios quentes sobre a freqüência de eventos extremos de

precipitação seja consistente, há episódios nos quais o número desses eventos diminui em

relação aos anos neutros. A diferença entre os campos anômalos para episódios EN com mais

e com menos eventos extremos nas áreas analisadas confirma que algumas características

importantes para produzir estes eventos em cada área não existem durante episódios EN com

menos eventos severos. Na TSM, embora as anomalias características de episódios EN

estejam presentes em ambas as categorias, a diferença mostra padrões associados com modos

não-EN de variabilidade interdecadal.

A filtragem do número de eventos severos em cada área homogênea, utilizando um

filtro gaussiano de 9 pontos, que elimina as freqüências iguais e maiores às de ENOS, mostra

que esses eventos também são modulados por variabilidade de menores freqüências. Após

1970, observa-se que houve mudança na ocorrência de extremos, principalmente durante o

mês de novembro na área D. Nesta região, assim como para a área E em julho, o aumento

(redução) de extremos está associado à fase negativa (positiva) da Variabilidade Multidecadal

do Atlântico, à fase positiva (negativa) da Variabilidade Interdecadal do Pacífico e à fase

negativa (positiva) da Variabilidade Multidecadal do Pacífico. A variação de extremos em

novembro na área litorânea, em maior escala temporal, não mostrou associação significativa

com nenhuma dessas oscilações.

A modulação da frequência de eventos extremos sobre todo o Sul do Brasil, em escala

de tempo interdecadal, também foi analisada. Através da ACP do número filtrado de extremos

sobre toda a região, foi possível verificar os principais padrões de variabilidade. Os primeiros

quatro modos foram enfatizados nas análises, já que juntos explicam a maior parte da

variância.

O primeiro fator em modo S, para o mês de novembro, mostra variação homogênea da

freqüência dos eventos sobre toda a região Sul, com maior intensidade sobre a área D. O

correspondente CP apresenta mudança de fase em 1973, o que concorda com a Variabilidade

Multidecadal do Atlântico e a Variabilidade Interdecadal do Pacífico, e outra em 1986, o que

pode ser explicado pela inversão da Variabilidade Multidecadal do Pacífico. O segundo e o

terceiro modos apresentam dipolos que dividem a região latitudinalmente em áreas de

variações opostas quanto à frequência dos extremos. O quarto modo representa variações

opostas no noroeste do RS / área central de SC e o restante da região Sul.

A correlação entre o primeiro CP e a TSM mostra que redução (aumento) de eventos

severos sobre todo o Sul, em especial sobre a área D, está associada à redução (aumento) na

TSM do Pacífico tropical, ao sul do equador, do oceano Índico e oceano Atlântico sul, e ao

158

aumento (redução) na TSM do Pacífico subtropical sul, Atlântico norte e pequenas regiões

sobre o Pacífico norte. Correlações significativas com o IOMA e IODP indicam que esses são

aspectos da fase positiva (negativa) da Variabilidade Multidecadal do Atlântico, negativa

(positiva) da Variabilidade Interdecadal do Pacífico e positiva (negativa) da Variabilidade

Multidecadal do Pacífico. Estes resultados concordam com aqueles encontrados na análise

separada de extremos de chuva para a área D.

O primeiro fator da ACP em modo S, para o mês de julho, mostra também uma

distribuição bastante homogênea da variação da quantidade de extremos sobre toda a região

Sul do Brasil. Mudança no correspondente CP é verificada em meados da década de 70, como

em novembro. O segundo fator reforça o primeiro, quanto à homogeneidade da variação dos

extremos sobre a região. O terceiro apresenta uma separação latitudinal, enquanto o quarto

mostra uma separação longitudinal quanto à ocorrência de chuva severa.

Os modos de variabilidade da freqüência de extremos em julho possuem associações

significativas com TSM em certas regiões oceânicas. As áreas significativas, no entanto, são

menos abrangentes do que para novembro. Correlações entre CPs e índices de oscilação

climáticos foram encontradas apenas entre o segundo CP e o IODP. O valor positivo

(negativo) do componente, ou seja, redução (aumento) no número de extremos em toda a

região Sul, exceto sobre o nordeste do PR, está associado à fase negativa (positiva) da

Variabilidade Interdecadal do Pacífico e à fase positiva (negativa) da Variabilidade

Multidecadal do Pacífico.

A ACP em modo T, que mostra os padrões mais recorrentes da frequência de eventos

severos, em escala interdecadal, apresenta CPs que possuem correspondências com os fatores

obtidos na análise em modo S, confirmando a robustez desses padrões de variabilidade. Isto é

verificado tanto para o mês de julho quanto para o de novembro.

Áreas homogêneas quanto ao aumento/redução de chuvas extremas sobre a região Sul,

em escala de tempo interdecadal, foram encontradas para no mês de novembro (área F) e

também para o mês de julho (área G). Essas áreas foram determinadas através da diferença

significativa entre os números médios de eventos severos de duas categorias de anos, de fases

opostas da variabilidade interdecadal. A primeira categoria foi composta pelos anos de 1950 a

1973 e segunda pelos anos 1974 a 2000. Esta separação foi baseada na mudança de fase

ocorrida em torno de 1973 na oscilação interdecadal, encontrada nos primeiros modos de

variabilidade de número de extremos, em novembro e julho. Essas novas áreas mostraram

aumento dos eventos severos de chuva durante o período de 1974 a 2000.

159

Curvas gamma e gumbel representam as distribuições de freqüências da chuva e dos

extremos nessas áreas. Mostram que os eventos de precipitação com altos valores ocorreram

mais freqüentemente durante o período de 1974 a 2000 em relação ao período anterior.

Verifica-se também que os menores valores de chuva aconteceram com bem menos

freqüência durante esses anos em relação aos anos anteriores a 1974. Os valores mais

prováveis de chuvas extremas em cada área foram semelhantes para ambos os períodos, mas

os valores mais altos foram mais freqüentes no segundo período.

Diferenças nas composições de anomalias mensais de algumas variáveis

meteorológicas, entre os períodos antes e após o ano de 1973, mostraram a existência de

condições mais favoráveis à ocorrência de chuva extrema durante a segunda fase da

variabilidade interdecadal. Nas composições de anomalias durante os eventos severos nas

áreas F e G, algumas semelhanças e diferenças também foram encontradas entre os anos

anteriores e os posteriores ao ano de 1973.

Para extremos na área F durante o mês de novembro em altos níveis há intensificação

do jato subtropical ao sul do Brasil, para ambos os períodos, mas o padrão subtropical

ciclone-anticiclone está deslocado para sudeste no segundo período. Deslocamento na mesma

direção ocorre em baixos níveis, com a baixa pressão estendendo-se para sudeste e o

anticiclone sobre o Atlântico tornando-se mais forte. Consistentemente, o núcleo de máxima

anomalia de chuva desloca-se para sudeste no segundo período. A umidade, no entanto,

apresenta magnitudes similares em ambas as categorias.

Em extremos de chuva na área G, em julho, também o dipolo sobre o sul da AS em

altos níveis é deslocado para sudeste, durante o segundo período. Em baixos níveis, a

configuração favorece a entrada de sistemas das maiores latitudes e também a entrada de ar

quente e úmido do norte do continente, assim como maior convergência de umidade sobre a

área G ainda nesta categoria de anos. Contudo as anomalias positivas médias de chuva

possuem magnitudes similares nas duas fases da variabilidade de baixa freqüência. Isto indica

que em extremos durante o mês de julho as quantidades mais prováveis de chuva por evento

são próximas para as duas categorias de anos, mas os valores mais extremos podem ocorrer

mais frequentemente na segunda fase, o que é coerente com a distribuição de chuvas

extremas.

A fim de investigar quais são os processos meteorológicos mais relevantes na

formação da chuva intensa foram selecionados três casos de ocorrência de precipitação

160

severa, no mês de novembro de anos EN e LN e no mês de julho seguinte ao ano de episódio

EN, sobre as áreas A, D e E.

O primeiro evento extremo, ocorrido do dia 04 ao dia 11 de novembro de 1963, ano de

EN, desenvolveu-se em duas fases. A primeira ocorreu do dia 04 ao dia 08, com chuva sobre

o RS e avançando para o noroeste. A outra, desenvolveu-se entre 09 e 11, com deslocamento

para leste. Os campos de anomalias mostram basicamente o deslocamento para leste de um

sistema de baixa pressão, em baixos níveis, que se encontrava sobre o Pacífico subtropical e

que penetrou no continente, intensificando-se sobre o Sul do país, onde persistiu por vários

dias. Em altos níveis, houve intensificação e deslocamento do jato subtropical. Na primeira

fase, as chuvas pareceram estar mais associadas com o intenso fluxo de umidade que

converge sobre a região, enquanto que na segunda à advecção de vorticidade ciclônica em 500

hPa.

No segundo caso de chuva extrema, ocorrido de 16 a 18 de novembro de 1975, ano de

LN, a precipitação sobre a região Sul do país iniciou sobre o sudeste do RS e foi intensificada

à medida que se deslocou para noroeste. Quando atingiu o leste de SC e PR, no entanto,

mostrou-se mais enfraquecida sobre a região. O máximo percentil na área D ocorreu no dia

17, enquanto o máximo na área A ocorreu no dia 18. Os campos atmosféricos mostraram um

sistema de baixa pressão ao sul da AS, em baixos níveis, que se estendeu até o Sul do Brasil,

persistindo nos primeiros três dias. Em altos níveis, o jato subtropical mais intenso foi

deslocado em direção à região de estudo. A umidade convergiu sobre a área, pelo fluxo de

noroeste, até o dia 17. Após esta data, não houve mais convergência. A advecção de

vorticidade ciclônica apareceu no dia 18.

No terceiro caso, com precipitação extrema desde o dia 05 a 11 de julho de 1983, ano

seguinte ao início de EN, a chuva inicia sobre RS e SC deslocando-se para o norte,

permanecendo intensa sobre SC, com o mais forte núcleo no oeste, por 5 dias. É então

deslocada para o Estado do PR nos dias seguintes. Os padrões atmosféricos mostram

circulação ciclônica ao sul da AS que se estendeu até o Sul do Brasil, reduzindo a pressão, em

baixos níveis, durante o período. Este padrão permaneceu estacionário durante os dias de

máxima chuva. Comportamento semelhante é também verificado em extremos do mês de

novembro de 1975. Houve ainda intensificação do jato subtropical de altos níveis sobre o Sul

do país e convergência de umidade, especialmente nos dias de maior quantidade de chuva.

A análise dos três casos sugere que, enquanto as chuvas intensas durante novembro de

episódios EN no RS e oeste da região Sul parecem ser associadas com forte convergência de

161

umidade vinda do noroeste/norte da AS, as chuvas severas no litoral tem associação mais

consistente com advecção de vorticidade em 500 hPa.

Os extremos analisados para novembro (0) e julho (+) durante episódios EN foram

muito mais persistentes que aquele durante novembro (0) de episódio LN. Este aspecto indica

que as perturbações associadas com EN favorecem as condições associadas com eventos

extremos, o que torna maior a probabilidade de sua ocorrência.

Sugestões para Trabalhos Futuros

Com o intuito de complementar os resultados obtidos neste trabalho poderiam ser

realizadas ainda algumas análises termodinâmicas. Perfis verticais de temperatura potencial,

temperatura potencial equivalente e temperatura potencial equivalente saturada, durante

extremos de chuva ocorridos nas diferentes categorias de anos (EN, LN e neutros) nas áreas

homogêneas aqui selecionadas, poderiam ser avaliados. Estes mesmos perfis poderiam ainda

ser obtidos durante as fases opostas da variabilidade interdecadal, a fim de verificar se

existem diferenças/semelhanças na estrututa termodinâmica entre as duas categorias de anos

correspondentes a essas fases.

Também é proposto como trabalho futuro realizar simulações com o modelo climático

regional RegCM3 do comportamento da atmosfera durante os meses de novembro ou julho de

anos EN, LN e neutros, a serem selecionados em números proporcionais aos números destas

categorias de anos contidos no período observado. Desta maneira seria verificado se o modelo

reproduz a estatística da variação observada de eventos severos nestes episódios em relação a

anos normais e também se a distribuição espacial da variação de eventos severos é coerente

com a observada.

162

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