A fim de descrever o padrão sinótico (localização das regiões com alta e baixa pressão, por exemplo) de cada um dos 12 eventos extremos de frio identificados por Lucyrio, Reboita & Albieri (2019) no estado de São Paulo, utilizou-se o banco de dados da reanálise ERA20-C ( Poli et al. 2016), do European Centre for Medium-Range Weather Forecasts, por ser um dos poucos que possuem dados antes de 1979. Os dados utilizados neste estudo possuem resolução horizontal de 0,75º e 6 níveis verticais (superfície, 1000, 850, 500, 300 e 250 hPa) para os 4 horários sinóticos (0000, 0600, 1200 e 1800 Z). Nessa etapa, o domínio da análise corresponde à área da AS (60°S a 5ºN e 100ºO a 10°O). As variáveis utilizadas são: temperatura do ar, vorticidade relativa, vorticidade potencial, geopotencial, componentes zonal e meridional do vento, pressão ao nível médio do mar e umidade específica. A partir destas variáveis primárias, calcularam-se as variáveis secundárias como advecção horizontal de temperatura, advecção horizontal de vorticidade relativa, espessura da camada e altura geopotencial. Essas equações podem ser encontradas em Capucin et al. (2019), Holton (2004) e Wallace & Hobs (2006). Embora a análise tenha levado em conta todos os horários sinóticos, por motivos de brevidade nos resultados são apresentados apenas o horário das 1200 Z, uma vez que neste horário sinótico existe uma maior disponibilidade de dados observados e que são assimilados nas reanálises, como os dados de radiossonda.

Realizou-se uma investigação nos padrões médios anômalos da circulação do HS, cujo domínio de estudo para as 12 ocorrências de ondas de frio corresponde a 90°S a 5°N e de 180ºO a 180°L ( Figura 1). Estudos como o de Müller & Berri (2012) mostram que a componente meridional do vento e a altura geopotencial nos altos níveis da troposfera permitem visualizar as ondas de Rossby responsáveis por eventos extremos como ondas de frio. No intuito de detectar as anomalias da circulação de grande escala, elaborou-se a climatologia diária dessas variáveis para os meses de inverno (junho, julho e agosto) de 1965 a 2000, uma vez que Lucyrio, Reboita & Albieri (2019) detectaram ondas de frio extremas nesse período. Posteriormente, geraram-se os campos das anomalias diárias da circulação para os meses dos anos que se registraram as fortes incursões frias. Salienta-se que apenas o horário das 1200 Z foi utilizado nos cálculos da climatologia e anomalia diária (mesmo motivo descrito na Seção 2.1), sendo que a anomalia (A) foi obtida de acordo com: A = X_i - $$\stackrel{-}{X}$$ em que X_i é a variável em um dado dia às 1200 Z e $$\stackrel{-}{X}$$ é a climatologia da variável em um dado dia às 1200 Z.

De posse das anomalias diárias (às 1200 Z) das variáveis, selecionaram-se os dias -2, -1, 0, 1 e 2 para construção das composições das 12 ondas de frio ( Tabela 1), seguindo a mesma metodologia de Müller & Berri (2012) com relação aos dias das composições, onde o dia 0 corresponde ao dia de pico do extremo frio, isto é, o dia em que a média da anomalia da temperatura mínima diária foi a menor para cada evento. Os valores de anomalia da temperatura foram obtidos das estações meteorológicas do centro-norte do estado de São Paulo e sul de Minas Gerais, conforme o estudo de Lucyrio, Reboita & Albieri (2019).

Tabela 1
Datas das 12 ondas de frio extremas ocorridas entre 1961 a 2017 e a relação com os dias utilizados para as composições. A temperatura se refere a média da anomalia da temperatura mínima das estações de superfície estudadas por Lucyrio, Reboita & Albieri (2019). Adaptado de Lucyrio, Reboita & Albieri (2019).

A fim de saber se a diferença entre a média dos 12 eventos de ondas de frio (amostra) e a média do conjunto de todos os dados (população) é estatisticamente significativa, calculou-se o teste t-Student ( Stevenson 1981). Os dados utilizados nesta etapa também são para às 1200 Z. A estatística é calculada de acordo com a equação a seguir, onde $${\stackrel{-}{\mathrm{X}}}_{\mathrm{a}\mathrm{m}\mathrm{ }}$$ é a média da amostra para os dias das composições (-2, -1, 0, 1, 2), $${\stackrel{-}{\mathrm{X}}}_{\mathrm{p}\mathrm{o}\mathrm{p}\mathrm{ }}$$ é a média da população (junho, julho e agosto de 1965 a 2000), S_am é o desvio padrão da amostra, S_pop é o desvio padrão da população, n_am o grau de liberdade da amostra e n_pop o grau de liberdade da população.

Neste trabalho foi considerado o teste bilateral com nível de significância de α = 0.05 (95% de confiança), onde a hipótese nula (H₀ ) equivale a médias iguais entre os dois grupos de dados (amostra e população), enquanto a hipótese alternativa (H₁ ) se refere ao oposto. A hipótese H₀ é rejeitada para -2.201 > t > 2.201, isto é, quando |t| > 2.201 a hipótese H₁ é aceita.

Para a obtenção das trajetórias das ondas de Rossby associadas às 12 ondas de frio, utilizou-se a metodologia do ray tracing ( Ambrizzi, Sacco & Ferraz 2014; Rehbein et al. 2020). Para isso é utilizado o vento médio zonal em 250 hPa com intervalo de 6 horas (0000, 0600, 1200 e 1800 Z) do ERA-20C com 2.5° de espaçamento horizontal ( Poli et al. 2016). Este dado possui resolução mais grosseira que aquela utilizada nas análises sinóticas para evitar interferências do sinal dos fenômenos de menor escala durante o rastreamento.

O ray tracing permite investigar a trajetória seguida pelas ondas de Rossby a partir de diversas fontes e diferentes condições iniciais. No presente experimento, foram rastreadas todas as ondas geradas nos pontos de grade da região delimitada pelo retângulo azul na Figura 1 (50ºL-110O/60ºS-10ºS) com distanciamento de 2,5º entre os pontos, tempos totais de integração de 3, 4, 5 e 7 dias e números de onda total (K) 2, 3 e 4. Após o rastreamento, as trajetórias das ondas que em algum momento cruzaram a região de interesse delimitada pelo retângulo verde na Figura 1 (60ºW-40ºW/30ºS-10ºS), foram selecionadas. No final, foram selecionadas as trajetórias das ondas de Rossby com K=2 e K=3, pois o objetivo é investigar ondas planetárias que estão no contexto das ondas de frio, além de 5 dias de integração. Acima de 5 dias, os traçados de ondas se deslocam muito ao norte da região de interesse (distantes da caixa verde na Figura 1) e abaixo disso, ficam muito a sul ou não alcançam a região de interesse. Para o cálculo do ray tracing é utilizada uma ferramenta desenvolvida na linguagem R ( R Core Team 2020) disponível no repositório oficial do R (CRAN - https://cran.r-project.org/web/packages/raytracing/index.html mais informações em https://github.com/salvatirehbein/raytracing).

Figura 1
Região onde as fontes de trajetórias de ondas de Rossby foram testadas (retângulo azul) e região usada para selecionar as trajetórias destas ondas associadas aos eventos de frio estudados (retângulo verde).

As ondas de frio aqui estudadas foram aquelas que causaram episódios frios entre São Paulo e o sul de Minas Gerais e que foram previamente identificadas no estudo de Lucyrio, Reboita & Albieri (2019). Esses autores definiram os episódios frios e o pico da onda de frio através da variação da temperatura média de algumas estações entre o centro-norte de São Paulo e triângulo mineiro. Em geral, a maior queda da temperatura média é observada um dia antes do pico da onda de frio (dia da menor mínima). Após a estabilização do ar frio a variação na temperatura é menor. Portanto, o “pico da onda de frio” se refere a menor média da anomalia da temperatura mínima produzida pela onda de frio na região em estudo.

Por brevidade, aqui só serão apresentados os campos sinóticos do dia do pico do extremo frio para cara um dos 12 casos de ondas de frio que atingiram o Sudeste do Brasil entre os anos de 1961 e 2017 ( Figuras 2 a 5). A Figura 1 é a junção de uma carta sinótica de superfície (pressão atmosférica, espessura da camada entre 1000 e 850 hPa e símbolos de sistemas meteorológicos) com uma de altos níveis (velocidade do vento superior a 36 m/s equivale à corrente de jato). As características mais comuns entre os 12 casos das ondas de frio são a presença de um extenso sistema frontal entre o Brasil e o oceano Atlântico e o posicionamento dos anticiclones pós-frontais sobre o continente com valor de pressão médio de 1027 hPa, considerando os 12 casos ( Figura 2).

Apesar de existir variabilidade na posição dos anticiclones pós-frontais, a trajetória continental dos sistemas contribui para uma maior penetração do ar frio nas latitudes menores do Brasil, incluindo o Sudeste. Além disso, a rota dos anticiclones nos 12 casos concorda com a do estudo de Pezza & Ambrizzi (2005), que elaboraram um modelo conceitual para a trajetória de sistemas de tempo associados a ondas de frio na AS. Contudo, os ciclones extratropicais também exibem grande variabilidade de posição nos 12 casos. Em geral, eles aparecem desde as latitudes altas do oceano Atlântico Sul até a costa da Região Sul do Brasil e apresentam deslocamento para sudeste.

Com relação aos padrões de nível superior, uma das características mais marcantes é o posicionamento do ramo norte do jato polar sobre latitudes menores. O ramo norte do jato polar situa-se no nível de 250 hPa tipicamente ( WPC, 2000). Nos anos de 1972 ( Figura 2B), 1975 ( Figura 2C), 1978 ( Figura 2D), 1985 ( Figura 2G), 1994 ( Figura 2K) e 2000 ( Figura 2L), o jato polar atingiu parte da Região Sul do Brasil e do oceano Atlântico adjacente e, portanto, contribuiu para a advecção de ar frio e espessuras menores em direção ao Brasil. Nos anos citados anteriormente, verifica-se ainda que a espessura de 1320 metros associada a temperaturas inferiores a 0°C em 850 hPa acompanhou o deslocamento do jato polar sobre áreas do Sul brasileiro.

Um dos principais campos atmosféricos investigados em estudos de ondas de frio é o da advecção horizontal de temperatura em 1000 hPa. Através deste campo é possível identificar a taxa de redução ou aumento da temperatura em um dado local e tempo. Na Figura 3, a advecção de temperatura foi plotada juntamente com a altura geopotencial no nível de 500 hPa. Ressalta-se que os tons de azul equivalem à advecção fria, isto é, regiões resfriadas pela entrada da massa de ar frio vinda de sul nas regiões de cavados na média troposfera. Fisicamente, as áreas influenciadas pela advecção fria apresentam diminuição da temperatura e elevação da pressão atmosférica, além do aumento da estabilidade do ar pela inversão térmica na baixa troposfera.

Observa-se que na maioria dos casos há um padrão de onda amplificada. No entanto, algumas ondas de frio exibiram cavados amplamente meridionais em direção a Região Sudeste, como visto na Figura 3G e 3L. Quando isso ocorre, o gradiente de pressão em superfície contribui para que haja um escoamento de sul para norte, que transporta o ar frio para latitudes menores do Brasil ( Reboita, Escobar & Lopes 2015). Outra característica das ondas da média troposfera são as estruturas com assinatura similar ao do tipo bloqueio dipolo, sendo identificadas pelo deslocamento de cristas ao sul dos cavados do oceano Atlântico ( Figura 3C, 3D, 3F, 3H e 3L). Segundo Sprenger, Martius & Arnold (2013), as estruturas de bloqueio no contexto de ondas de frio se relacionam com anomalias de vorticidade potencial em nível superior, sobretudo durante eventos da “quebra da onda de Rossby” que levam a formação de baixas desprendidas na atmosfera superior (cutoff-low em inglês).

Com relação à advecção de temperatura na área de interesse, os valores negativos (advecção fria) mais intensos para às 1200 Z do dia pico das ondas de frio se destacam para os casos dos anos de 1965 ( Figura 3A) e 1985 ( Figura 3G).

Figura 2
Corrente de jato em cores (m/s) e altura geopotencial para o nível de 250 hPa em linhas contínuas em roxo (mgp), pressão ao nível médio do mar em linhas contínuas em preto (hPa), espessura da camada 850/1000 hPa em linhas tracejadas (m), sistemas de alta (A) e baixa (B) pressão e sistemas frontais, onde as linhas com triângulos azuis equivalem as frentes frias, linhas com semicírculos vermelhos as frentes quentes, linhas com triângulos e semicírculos roxos as frentes oclusas e linhas com triângulos azuis e semicírculos vermelhos as frentes estacionárias às 1200 Z do dia de pico do extremo frio dos 12 casos em estudo: A. 21/08/1965; B. 09/07/1972; C. 18/07/1975; D. 15/08/1978; E. 01/06/1979; F. 21/07/1981; G. 08/06/1985; H. 08/08/1987; I. 05/06/1988; J. 27/06/1994.; K. 10/07/1994; L. 17/07/2000.

Figura 3
Advecção horizontal de temperatura em cores para 1000 hPa (10^-4 K/s), altura geopotencial em 500 hPa (mgp) em linhas contínuas e vento em 1000 hPa (m/s) às 1200 Z para os mesmos dias da Figura 2: A. 21/08/1965; B. 09/07/1972; C. 18/07/1975; D. 15/08/1978; E. 01/06/1979; F. 21/07/1981; G. 08/06/1985; H. 08/08/1987; I. 05/06/1988; J. 27/06/1994; K. 10/07/1994; L. 17/07/2000.

Os processos descritos nas Figuras 2 e 3 são úteis também para explicar a distribuição espacial da temperatura do ar nos dias das ondas de frio ( Figura 4), uma vez que há uma relação direta desses sistemas com a dinâmica das latitudes médias, onde as massas de ar frio (ar quente) são conduzidas para o norte (sul) através dos cavados (cristas) no HS em 500 hPa. Em todos os casos da Figura 4, observa-se o predomínio de sistemas de alta pressão pós-frontais sobre o continente associado ao ar frio. A variabilidade da posição dos anticiclones para os 12 casos explica duas principais direções do vento no estado de São Paulo e triângulo mineiro, sendo o quadrante sudoeste e sudeste. O pico do extremo frio nessas regiões se desenvolve na presença das altas pressões e de um extenso sistema frontal sobre o continente. O limite dos sistemas frontais é identificado pelo forte gradiente térmico configurado entre os estados do Centro-Oeste e Sudeste, como visto na Figura 4 e conforme os sistemas frontais plotado na Figura 2. Entre a Região Sul, o estado de São Paulo e do Mato Grosso do Sul, estão os menores valores de temperatura entre os eventos, sobretudo na região de interesse nos anos de 1981 ( Figura 4F), 1985 ( Figura 4G), 1988 ( Figura 4I), julho de 1994 ( Figura 4K) e 2000 ( Figura 4L). Com exceção dos casos de 1965, 1978, 1981, 1985, 1987, os demais exibem núcleos mínimos de temperatura na Região Sul. Essas baixas temperaturas são explicadas pela altitude e pela perda de radiação de onda longa da superfície para atmosfera durante a noite, especialmente nas regiões centrais dos anticiclones que são livres de nuvens ( Ynoue et al. 2017).

Figura 4
Temperatura do ar em 2 metros em cores (ºC), vento (m/s) em 1000 hPa e pressão ao nível médio do mar (hPa) em linhas brancas contínuas às 1200 Z para os dias: A. 21/08/1965; B. 09/07/1972; C. 18/07/1975; D. 15/08/1978; E. 01/06/1979; F. 21/07/1981; G. 08/06/1985; H. 08/08/1987; I. 05/06/1988; J. 27/06/1994; K. 10/07/1994; L. 17/07/2000.

Partindo para a análise de maior escala, na Figura 5 estão as composições das anomalias da altura geopotencial em 250 e 850 hPa para os dias -2, -1, 0, 1 e 2; lembra-se que o dia 0 corresponde ao dia do pico das ondas de frio. As composições têm como objetivo ressaltar aspectos médios relevantes para o monitoramento dos padrões de grande escala associados a ondas de frio extremas no Sudeste brasileiro. A anomalia da altura geopotencial na alta troposfera (250 hPa) possibilita a identificação das ondas planetárias, ou ondas de Rossby, que são responsáveis por extremos de calor e frio. Valores positivos (negativos) de anomalias têm relação com fortes sistemas de alta (baixa) pressão e intensos escoamentos meridionais próximos da superfície. Dois dias antes do pico das ondas de frio ( Figura 5A e 5B), é perceptível um trem de ondas de Rossby no HS, mas que se intensifica e se curva para nordeste ao atingir a AS. Uma trajetória similar também foi obtida aplicando o método do ray tracing na composição do vento médio zonal em 250 hPa. A amplificação das ondas planetárias e a propagação para nordeste ao longo do continente sul-americano é um aspecto comum da circulação de grande escala durante fortes incursões frias no Brasil, como visto em Müller & Berri (2007) e Reboita, Escobar & Lopes (2015).

Os altos valores de anomalia de altura geopotencial entre o Pacífico e a Patagônia ( Figura 5A), evidenciam fortes cristas de nível superior nestas localidades na maioria dos casos, com destaque para a amplificação destes sistemas em direção à Península Antártica similar a configuração encontrada em Fortune & Kousky (1983). Logo a jusante, observam-se valores negativos de anomalia entre o cone Sul da AS e o Atlântico. Tais anomalias equivalem a cavados amplificados que se desenvolvem corrente abaixo das cristas. Como reflexo das ondas longas e barotrópicas na alta troposfera, circulações anômalas em fase também se estabelecem próximo da superfície, como é o caso do nível de 850 hPa ( Figura 5B). Atribui-se que os valores positivos centrados na Patagônia estejam relacionados à posição média dos anticiclones polares dois dias antes do máximo frio registrado no Sudeste do Brasil. Analogamente, os valores negativos no Atlântico a leste da Região Sul do país, mostram a posição média dos ciclones extratropicais. No entanto, as anomalias positivas da crista sobre a AS que se prolongam em direção à Península Antártida ( Figura 5A), além de explicarem a entrada de fortes altas pressões no sul da AS ( Figura 5B), parecem ter relação com a formação de anticiclones nas altas latitudes do oceano Atlântico sul. Estes sistemas de alta pressão, caracterizam em média um campo de pressão dipolo com o ciclone extratropical ao norte (adjacente ao Sul do Brasil), conforme observado na Figura 5B.

Uma característica relevante encontrada nestes padrões, é que os máximos de anomalias positivas de altura geopotencial em 250 hPa migram da região do Pacífico leste/ Patagônia no dia -2 ( Figura 5A) em direção ao oceano Atlântico sul, em cerca de 60ºS no dia 0 ( Figura 5E). Isso mantém a estrutura dipolo das anomalias também em 850 hPa, especialmente até o dia 0 ( Figura 5F) entre 30-70°S e 40ºO.

O deslocamento das anomalias positivas de altura geopotencial em 250 hPa do oceano Pacífico para o Atlântico entre os dias -2 ( Figura 5A) e 0 ( Figura 5E), pode ser explicado por situações de quebra da onda de Rossby, que levam a situações de escoamento atmosférico com aparência de bloqueio do tipo dipolo ( Iwabe & Da Rocha 2009; Nascimento & Ambrizzi 2002; Postel & Hitchman 1999; Sprenger,Wernli & Bourqui 2007). Deste modo, sugere-se que o padrão com característica similar a de bloqueio dipolo no oceano Atlântico, é importante para a manutenção do ar frio de altas latitudes em direção à área situada entre as circulações dos anticiclones pós-frontais sobre o continente e o ciclone extratropical no oceano Atlântico ( Figuras 5B, 5D e 5F). Para o dia 1 ( Figura 5G e 5H), as anomalias de altura geopotencial desintensificam em relação ao dia 0 ( Figura 5E e 5F), mas ainda mostram um trem de ondas de Rossby ao redor do HS. Já para o dia 2 ( Figura 5I e 5J) não existem anomalias significativas próximas ao Brasil.

Anteriormente foram analisados os padrões sinóticos associados aos 12 eventos de ondas de frio ocorridos no século XX. Também foram examinados os padrões de larga escala dos campos médios de anomalia de altura geopotencial em baixos (850 hPa) e altos (250 hPa) níveis da atmosfera, encontrando um padrão de ondas de Rossby. Nesta seção, as trajetórias individuais seguidas pelas ondas de Rossby para os 12 eventos de ondas de frio são identificadas, a fim de averiguar a existência de teleconexões responsáveis por estes eventos.

Figura 6 mostra as trajetórias seguidas pelas ondas de Rossby com K=2 ( Figura 6A) e K=3 ( Figura 6B) para cada um dos 12 eventos de ondas de frio a partir de uma região em aproximadamente 45ºS/130ºO, similar à Figura 5A, onde a composição da anomalia da altura geopotencial em 250 hPa exibe a amplificação das ondas a partir dessa região do oceano Pacífico sul. Existe uma semelhança com relação a região fonte destas ondas para todos os eventos de onda de frio, com exceção daquela ocorrida em 1985 cujo início da trajetória de onda ocorre à noroeste dos demais eventos (está além do escopo deste estudo detalhar as particularidades deste caso de 1988), porém segue a mesma trajetória que os demais eventos estudados.

Portanto, há uma clara relação de conexão entre a região de formação de ondas de Rossby na região do Pacífico sul e as ondas de frio ocorridas no sudeste da AS, com destaque para uma curvatura maior no raio de propagação para K = 2.

Figura 5
Composição da anomalia da altura geopotencial (mgp) no nível de 250 hPa (painel: esquerdo) e 850 hPa (painel direito) às 1200 Z para os dias -2, -1, 0, 1 e 2 das 12 ondas de frio (1965 a 2000), juntamente com o teste t-Student em hachurado com 95% de confiança. A seta nos painéis A., B., C. e D. indicam o trem de ondas de Rossby.

Figura 6
Trajetórias seguidas pelas ondas de Rossby de números de onda 2 em A. e 3 em B. dos 12 eventos de ondas de frio.

brunocapucin23@gmail.comamanda.rehbein@usp.brreboita@unifei.edu.brvinicius.lucyrio@gmail.comgustavo.escobar@inpe.br