Um número de tempestades individuais se desenvolve em uma região onde as condições são favoráveis para convecção (leve movimento ascendente na baixa troposfera, coluna condicionalmente instável, etc).
Efeitos de pequena escala, como topografia e fontes de calor localizadas podem exercer importante papel no estágio inicial de desenvolvimento.
A liberação de calor latente e o aquecimento por compressão no meio podem se combinar para produzir uma região de aquecimento anômalo em meso-b, de modo que eventos extremos (tornados, fortes rajadas) ocorrem nesta fase.
Nos níveis médios, o entranhamento de ar potencialmente mais frio do ambiente produz evaporação e consequentemente ventos descendentes, originando mesoaltas e rajadas de ar frio na camada limite superficial.
O meio em larga-escala começa a responder à presença de uma região quente anômala e uma camada em níveis médios (750-400hPa) de influxo se desenvolve.
Na superfície, frentes de rajada e outflows das tempestades individuais se mergem para produzir uma mesoalta fria outflow boundary.
Continua um forte influxo nos níveis baixos de ar úmido e instável e o sistema cresce rapidamente.
Os elementos mais convectivos ocorrem ao longo da zona de convergência produzida pela interação da outflow boundary com o influxo nos níveis baixos.
Em resposta ao aquecimento produzido pela tempestade, ar na média troposfera converge para o sistema, onde é incorporado numa região de movimento ascendente em mesoescala.
Eventualmente esta região pode se tornar saturada e exibir uma estrutura de núcleo quente.
Elementos de convecção intensa continuam a se formar na região onde o influxo dos baixos níveis fornece combustível para essas condições instáveis.
Nesta etapa, tempestades severas podem ainda ocorrer; entretanto o tipo principal de condição do tempo passa a ser fortes chuvas localizadas pois os elementos convectivos ocorrem em um ambiente úmido com fraco cisalhamento vertical e assim são bastante eficientes quanto à precipitação.
As características dominantes do sistema maduro parecem ser a grande extensão do fluxo de massa ascendente na média troposfera e a grande área de precipitação.
A natureza de núcleo quente da circulação de mesoescala pode produzir uma mesobaixa acima, justamente sobre a mesoalta associada com a rasa camada de ar frio à superfície; esta mesobaixa ajuda a intensificar a convergência no sistema, além do que neste estágio uma grande mesoalta está presente nos altos níveis sobre o sistema.
O estágio de dissipação é marcado por uma rápida mudança na estrutura do sistema, pois elementos de intensa convecção não mais se desenvolvem.
O suprimento de combustível para o sistema foi interrompido ou modificado, de maneira que não apresenta mais a estrutura em mesoescala organizada e aparenta mais caótico nas imagens.
Os CCMs podem ter começado a decair por uma série de motivos:
1. O domo de ar frio adiante do sistema pode se tornar tão intenso que a zona de convergência à superfície se afasta da região de ascensão em mesoescala indo em direção a regiões de subsidência nos níveis médios e altos.
2. O sistema pode ter se movido para um meio diferente em larga-escala de modo que o escoamento relativo muda e a convergência de umidade nos baixos níveis é significativamente reduzida.
3. Pode também ter se movido para um meio mais seco e estável em larga-escala.
Embora o CCM rapidamente perca sua organização em meso-a, o ar frio e a outflow boundary de superfície ainda formam alguma nebulosidade de maneira que pequenas pancadas podem persistir por algumas horas.
Provavelmente a feição mais importante dos CCMs é sua associação com uma região de convergência na média troposfera e também com uma ascensão organizada em mesoescala; o desenvolvimento dessa feição é particularmente importante porque reflete a sua organização em escala meso-a, sua estrutura e sua dinâmica, os quais são bastante diferentes de outros tipos de sistemas atmosféricos.
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| Figura 1 |
Maddox (1980)
Com base em características físicas obtidas com técnicas de realce em imageamento de satélite no canal do infravermelho, os complexos convectivos de mesoescala (CCM) devem satisfazer definidos por Maddox (1980), que levam em consideração o tamanho, a forma e o tempo de vida. Os critérios foram criados para identificar CCMs a partir de imagens de satélite do IR.
Obs 1: a restrição em excentricidade exclui sistemas lineares do tipo linhas de instabilidade.
Obs 2: os valores de temperaturas citados se referem aos EUA.
Tempestades individuais maduras com temperaturas da mesma ordem (menor do que -32°C) podem cobrir áreas de aproximadamente 1000 km2 ou pouco mais, mas de qualquer forma a escala de um CCM é duas ordens de grandeza maior.
Sistemas convectivos de escala meso-a (escala de comprimento de 250-2500 km e escala de tempo de 6h) podem ser classificados de acordo com suas características físicas, seu nível de organização e seus locais de ocorrência:
Obs: A escala meso-b (escala de comprimento de 25-250 km e escala de tempo menor que 6h) tem uma classificação semelhante.
Comparações entre eventos meteorológicos demonstram que os CCMs e as linhas de instabilidade manifestam-se como diferentes tipos de sistemas convectivos, tanto em estações de superfície quanto em imagens de radar e satélite.
Supõe-se, portanto, que o formato circular de CCMs indica a predominância de circulações de mesoescala convectivamente geradas; em contraste, o formato de linha de severas instabilidades pré-frontais é imposto e modulado por padrões de larga-escala (tais como cavado em altitude, convergência adiante da frente em superfície, etc).
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| Figura 2: Diagrama esquemático de interação entre grande escala e escala convectiva. Escala convectiva inclui mesoescala e pequena escala. Adaptado de Betts, 1974. |
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| Figura 3: Trajetórias do centro geométrico de CCMs. Fonte: Guedes e Silva Dias, 1984. |
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| Figura 4: Campos meteorológicos obtidos por composição com relação ao centro dos CCMs da Figura 3, no horário das 12 TMG em que o sistema está maduro. (a) Campo do vento em 850 mbar. (b) Razão de mistura em 850 mbar. (c) Temperatura em 850 mbar. Fonte: Guedes e Silva Dias, 1984. |
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| Figura 5: Campos meteorológicos obtidos por composição com relação ao centro dos CCMs da Figura 3, no horário das 12 TMG em que o sistema está maduro. (d) Geopotencial em 500 mbar. (e) Campo de vento em 250 mbar. Fonte: Guedes e Silva Dias, 1984. |
Acoplamento entre JBN e JAN:
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| Figura 6: Esquema de circulação em torno de um jato num plano horizontal na alta troposfera. (b) Localização do CCM com relação ao modelo de Sechrist e Whittaker (1979). (c) Esquema de circulação vertical indireta ao longo de AA´ indicado em (a). (d) Esquema de circulação vertical direta ao longo de BB´ indicado em (a). Fonte: Guedes e Silva Dias, 1984. |
Velasco e Fritsch (1987)
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| Figura 7 |
Em 1981 foram classificados 22 sistemas enquanto que em 1983 houveram 56 ocorrências; o mesmo ocorre ao comparar o mesmo mês em anos consecutivos, o que sugere que determinados padrões de grande-escala são mais favoráveis para a geração de CCMs do que outros (a alta incidência em 1983 deve-se ao fenômeno El-Niño).
Outra característica do levantamento é que as primeiras tempestades tipicamente se desenvolvem durante o começo da noite (19 HL) e a transição para um grande sistema de mesoescala altamente organizado usualmente ocorre algumas horas depois (tipicamente 21:30 HL); a maioria dos sistemas atingiram máxima extensão após a meia-noite (cerca de 03 HL) e persistem até as primeiras horas da manhã (o horário médio de término é 09 HL).
As trajetórias dos CCMs na AS durante o período de estudo:
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| Figura 8 |
Movimento quase zonal de oeste para leste no final da primavera, mais em direção ao equador durante o verão e retornando para oeste-leste no meio do outono.
Para ambos os continentes, algumas observações genéricas adicionais podem ser enfatizadas:
Comparação com os CCMs dos EUA:
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| Figura 9 |
No horário da máxima extensão (menor do que -40°C) a área na AS vale cerca de 500000 km2 enquanto que nos EUA vale 300000 km2.
Além disso, a freqüência de eventos muito grandes na AS é bem maior do que nos EUA; de fato, alguns sistemas da AS são aproximadamente 30% maiores do que o maior CCM documentado nos EUA (910000 km2, 07 de Maio de78).
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| Figura 10 |
Esta diferença está relacionada à diferença em migração latitudinal dos ventos de oeste e no ar úmido da camada limite que alimenta a convecção profunda (esta migração dos westerlies deve-se principalmente à maior proporção continente-oceano no HN e a conseqüente maior variabilidade sazonal de temperatura).
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| Figura 11 |
Suas características e ciclo de vida são semelhantes aos sistemas de latitudes médias;
Os sistemas se iniciam mais tarde (+/- 4h de diferença) e duram menos (1 a 3 horas a menos) do que os da AS;
Tem aproximadamente o mesmo tamanho dos CCMs dos EUA;
Somente 15% se moveram mais do que 200 km sendo que o restante apresentou apenas movimento aparente pela expansão da nebulosidade ou junção com outras tempestades;
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| Figura 12 |
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| Figura 13 |
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| Figura 14 |
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| Figura 15 |
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| Figura 16: Distribuição geográfica de ocorrência dos CCMs sobre as Américas |
).1) Quais condições satisfazem a formação do CCM?
2) Localmente, quais os tipos de CCM observados?
3) Sintetize o ciclo de vida do CCM?
4) O que ocorre com o CCM quando a convergência de umidade em mesoescala desintensifica?
5) Como a larga escala ajuda a escala convectiva para a formação do CCM? E como a mesoescala modifica a larga escala?
6) De que maneira a topografia influencia a escala convectiva?
7) Quais os campos que você analisaria para prever um CCM?
8) Qual a região do jato de altos níveis propícia para a formação do CCM?
9) Em termos topográficos, por que a região a leste dos Andes contribui para a formação do CCM (em baixos e altos níveis)?
10) Por que os limiares térmicos de Velasco & Fritsch (1987) são mais frios que os de Madox?
11) Por que em anos de El Nino ocorrem mais CCM?
12) Qual o período característico para a ocorrência de chuvas em Assuncion e em SP?
13) Qual a época do ano típica para a ocorrência de CCM?
14) Pela figura 17, nota-se que o CCM ocorre preferencialmente sobre os continentes. Por que?
MADDOX, R. A., 1980: Mesoscale Convective Complexes. Bull. Am. Meteorol. Soc., 61, 1374-1387.
MADDOX, R. A., 1983: Large-scale meteorological conditions associated with midlatitude, Mesoscale Convective Complexes. Mon. Wea. Rev., 111, 1475-1493.
SILVA DIAS, M. A. F., 1987: Sistemas de mesoescala e previsão de tempo a curto prazo. Rev. Brasil. Meteor., 2, 133-150.
VELASCO, I. e J. M. FRITSCH, 1987: Mesoscale Convective Complexes in the Americas. J. Geoph. Res., 92 (D8), 9591-9613.
Ensino