ANÁLISE CAPE E CISALHAMENTO VERTICAL DO VENTO SOBRE O SUL DA AMERICA DO SUL 
Durigon, A.*; Foster, P. R. P.3
2,3 Departamento de Meteorologia – FMET – UFPEL
Campus Universitário s/n – Caixa Postal 354 – CEP 96010-900
* angelicadurigon@yahoo.com.br

1.	INTRODUÇÃO

A maior parte, cerca de 50%, das precipitações que ocorrem na América do Sul estão associadas com convecção intensa de nuvens Cumulonimbus (Cb), sendo que os Complexos Convectivos de Mesoescala (CCM’s) são responsáveis por boa parte dessa precipitação [1]. Os CCM’s podem provocar tempestades severas com grande impacto econômico e social, principalmente porque o prognóstico à curto prazo deste fenômeno é uma das tarefas mais difíceis para a Meteorologia. De uma forma geral, uma tempestade severa é aquela cujas correntes ascendentes e descendentes são extremamente intensas capazes de gerar e manter em suspensão pedras gigantes de granizo, gerar rajadas de ventos destrutivas e amplificar processos de estiramento de vórtices em baixos níveis. As células convectivas que formam os CCM’s se entendem por toda a troposfera e são resultado da liberação de energia potencial convectiva disponível na atmosfera.
Um dos fatores para que a região que se encontra no setor subtropical e de latitudes médias a leste dos Andes seja favorável à ocorrência de tempestades severas é o estabelecimento de um escoamento do tipo jato de baixos níveis de norte, transportando umidade proveniente da Amazônia, com o ocasional acoplamento entre os escoamentos de jatos de altos e de baixos níveis.
Uma das formas de se abordar a questão da previsão operacional de tempestades severas é através do cálculo de parâmetros de instabilidade (parâmetros termodinâmicos), explorando melhor os índices atmosféricos indicativos de condições favoráveis à ocorrência de tempo severo. Estes índices podem ser calculados a partir de perfis atmosféricos observados [4], saídas de modelos atmosféricos (preferencialmente de mesoescala), e/ou de rotinas operacionais de análise objetiva tridimensional.
Dentre os vários parâmetros termodinâmicos utilizados na previsão de tempestades severas, o CAPE (Convective Available Potential Energy) é bastante utilizado porque representa a energia potencial convectiva disponível. Valores típicos de CAPE variam entre 0 e 1500 J.kg-1, embora em casos extremos possam chegar a 6000-7000 J.kg-1. Em ambientes com valores de CAPE elevados, as correntes ascendentes da tempestades serão potencialmente mais intensas, embora não signifique que seja, necessariamente, um ambiente favorável as correntes ascendentes intensas. A magnitude do CAPE é altamente sensível à escolha da parcela (amostra) e também à temperatura e à umidade na camada limite planetária.
Embora possam ser representativos, parâmetros de instabilidade e de cisalhamento vertical dos ventos isolados não dão uma informação completa sobre as condições propícias para tempestades severas. Uma condição sinótica favorável à formação de tempestades severas é aquela com um valor alto de CAPE e cisalhamento vertical do vento intenso. A combinação destes dois fatores pode ser vista num único parâmetro chamado de número de Richardson volumétrico.

2.	MATERIAL E MÉTODOS

Foram utilizados dados aerológicos diários (12 TMG) de pressão, temperatura, umidade e vento (direção e intensidade), durante o mês de fevereiro de 2003, para a área de estudo situada na região sul da América do Sul. A escolha desta área deve-se a formação de CCM’s nos períodos de 1-3 e 25-27 de fevereiro na região, como mostrado nas imagens do canal infravermelho do satélite geoestacionário GOES-8 (Figura 1). Os dados utilizados foram obtidos nas estações argentinas (Ezeiza, Santa Rosa e Córdoba), e Porto Alegre (Brasil).

Figura 1 – Exemplos de CCM’s ocorridos no dia 02 (esquerda) e 27 (direita) de fevereiro, obtidas no canal infravermelho do satélite geoestacionário GOES-8.

Para o cálculo do parâmetro termodinâmico CAPE, foi utilizada a equação proposta pela Força Aérea dos Estados Unidos [2] e mais recentemente por Doswell e Rasmussen [3]:
	
(1)	
O parâmetro termodinâmico CAPE (J.kg-1) dado pela equação 1, foi calculado a partir do valor do geopotencial e da diferença de temperatura potencial entre dois níveis. Valores tabelados obtidos a partir de experimentos são utilizados para verificar o potencial convectivo da parcela: convecção muito fraca (<300), convecção fraca (300-1000), convecção moderada (1000-2500), convecção forte (2500-3000) e convecção muito forte (>3000). 
O número de Richardson (equação 2) foi obtido a partir de valores do parâmetro termodinâmico CAPE e de valores de cisalhamento vertical do vento. As componentes vetoriais do cisalhamento do vento médio foram obtidas para a mesma camada em que foram calculados os valores de CAPE.

	
(2)	
3.	RESULTADOS E DISCUSSÃO

Analisando os gráficos gerados à partir dos valores obtidos para o parâmetro termodinâmico CAPE e para o número de Richardson (Figura 2), observa-se que para a estação de Córdoba, o indicativo de tempestade foi mais representativo para os períodos de ocorrência dos dois CCM’s, embora este indicativo tenha sido para tempestades com convecção fraca. Durante o período 8-10 de fevereiro um sistema frontal estava se deslocando sobre a região e os parâmetros detectaram a possível convecção. Para a estação de Santa Rosa, os valores para ambos os parâmetros mostraram-se pouco significativos para os períodos de ocorrência de CCM’S, embora tenham detectado convecção no período de 8-10 de fevereiro.
Já para a estação de Ezeiza, os parâmetros apresentaram-se mais significativos durante o período de ocorrência do segundo CCM. No entanto, a convecção causada pela passagem da frente fria foi bem prevista pelos dois parâmetros.
Em Porto Alegre os resultados obtidos tiveram a melhor representatividade, mostrando a convecção durante o período de ocorrência dos dois CCM’s e também durante o período de passagem da gente fria. Um dos possíveis motivos para as diferenças apresentadas entre as estações argentinas e a estação brasileira é a utilização de radiossondas de fabricantes diferentes. Nas três estações argentinas a radiossonda utilizada é do tipo VAISALA RS-80, e na estação brasileira a radiossonda é do tipo VIZ MARK-II. 

Figura 2 – Variação diária do parâmetro termodinâmico CAPE (♦) em J.kg-1, e do Número de Richardson (■).

4.	CONCLUSÕES

Pelos resultados observados, conclui-se que o parâmetro termodinâmico CAPE pode representar bem a convecção que ocorre durante a formação de Complexos Convectivos de Mesoescala. Era esperado, no entanto, que o número de Richardson volumétrico apresentasse melhores resultados, já que é uma representação do agrupamento do CAPE e do cisalhamento vertical do vento, o que seria uma condição sinótica favorável a formação de tempestades. Um dos motivos para que os valores não tenham sido precisos pode ser o fato de que estes parâmetros não foram criados para as situações que ocorrem na América do Sul, mas sim, para as que ocorrem no hemisfério Norte. Como o presente estudo não é conclusivo, sugere-se que seja feito uma análise mais rigorosa para um período mais longo para que seja obtido resultados mais completos.

5.	REFERÊNCIAS BIBLIOGRÁFICAS

[1] ABDOULAEV, S., STAROSTIN, A. Internal structure of non-line mesoescala convective system in southern Brazil. VII Conference on Mesoescale Processes, Reading, United Kingdom, 9-13 September, 507-508, 1996.
[2] AWS. Use of the skew T-log p diagram in analysis and forecasting. Vol. 1. AWSM 105-124, 144 pp. [Available from Headquarters, Air Force Weather Agency, Scott AFB, IL 62225.]. , 1961.
[3] DOSWELL, C. A. III, e RASMUSSEN, E. N.; The effect of neglecting the virtual temperature correction on CAPE calculations. Wea. Forecasting, 9, 625-629, 1994.
[4] DURIGON, A. FOSTER, P.R.P., Análise e evolução temporal de Índices de Estabilidade Estática Anais do XII Congresso de Iniciação Científica – UFPel, 5, 2003.