ANTONIO JOSÉ DA SILVA SOUSA (2010).pdf
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UNIVERSIDADE FEDERAL DE ALAGOAS
INSTITUTO DE CIÊNCIAS ATMOSFERICAS
COORDENAÇÃO DE PÓS-GRADUAÇÃO EM METEOROLOGIA
N.º de ordem: MET-UFAL-MS-069
EVENTOS EXTREMOS DE PRECIPITAÇÃO NO LESTE DA AMAZÔNIA
ANTONIO JOSÉ DA SILVA SOUSA
MACEIÓ – AL, FEVEREIRO DE 2010
UNIVERSIDADE FEDERAL DE ALAGOAS
INSTITUTO DE CIÊNCIAS ATMOSFERICAS
COORDENAÇÃO DE PÓS-GRADUAÇÃO EM METEOROLOGIA
Nº de ordem: MET-UFAL-MS-069
EVENTOS EXTREMOS DE PRECIPITAÇÃO NO LESTE DA AMAZÔNIA
ANTONIO JOSÉ DA SILVA SOUSA
Dissertação de conclusão de curso apresentada
ao Instituto de Ciências Atmosféricas da
Universidade Federal de Alagoas como requisito
parcial para obtenção do título de Mestre em
Meteorologia.
Área de Concentração: Processos de Superfície Terrestre
Sub-área: Climatologia
Orientador: Professor Luiz Carlos Baldicero Molion, PhD.
MACEIÓ – AL, FEVEREIRO DE 2010
ii
Catalogação na fonte
Universidade Federal de Alagoas
Biblioteca Central
Divisão de Tratamento Técnico
Bibliotecária Responsável: Helena Cristina Pimentel do Vale
S725e
Sousa, Antonio José da Silva.
Eventos extremos de precipitação no leste da Amazônia / Antonio José da Silva
Sousa, 2010.
xv, 93f. : il., grafs., tabs.
Orientador: Luiz Carlos Baldicero Molion.
Dissertação (mestrado em Meteorologia : Processos de Superfície Terrestre) –
Universidade Federal de Alagoas. Instituto de Ciências Atmosféricas. Maceió,
2010.
Bibliografia: f. 80-88.
Anexos: f. 89-93.
1. Precipitação (Meteorologia). 2. Oceano Atlântico. 3. Oscilação Decadal do
Pacífico (ODP). 4. Eventos extremos. I. Título.
CDU: 551.501.86(1-928.8)
PENSAMENTO
Tente Outra Vez
Raul Seixas
Composição: Raul Seixas / Marcelo Motta / Paulo Coelho
Veja!
Não diga que a canção está perdida
Tenha em fé em Deus
Tenha fé na vida
Tente outra vez!...
Beba! (Beba!)
Pois a água viva ainda tá na fonte
Você tem dois pés para cruzar a ponte
Nada acabou!
Não! Não! Não!...
Oh! Oh! Oh! Oh!
Tente!
Levante sua mão sedenta e recomece a andar
Não pense que a cabeça agüenta
Se você parar
Não! Não! Não!
Não! Não! Não!...
Há uma voz que canta
Uma voz que dança
Uma voz que gira.......
Bailando no ar
Uh! Uh! Uh!...
Queira! (Queira!)
Basta ser sincero e desejar profundo
Você será capaz de sacudir o mundo
Vai!
Tente outra vez!
Humrum!...
Tente! (Tente!)
E não diga que a vitória está perdida
Se é de batalhas que se vive a vida
Han!
Tente outra vez!...
iii
DEDICATÓRIA
A DEUS, por todas as conquistas e principalmente
pelo aprendizado obtido nas derrotas, pois, à partir
delas é que realmente se da valor as vitórias.
Aos meus pais, José Raimundo Abreu de Sousa
e Antonia Wanderley da Silva, por nunca terem
medido esforços para que este momento se
realizasse. A vocês dedico este trabalho.
iv
AGRADECIMENTOS
Aos meus pais, José Raimundo e Antônia Wanderley, irmãos, sobrinhos e aos amigos
em geral, pois todos têm uma porcentagem impar de contribuição nessa jornada.
Ao professor, orientador e hoje um amigo, Dr. Luiz Carlos Baldicero Molion, pelos
ensinamentos transmitidos, oportunidades criadas e principalmente, a paciência e
confiança depositada nesses anos de orientação e convivência.
Aos professores e Drs. Manoel Francisco Gomes Filho e Maria Luciene Dias de Melo
por comporem a banca examinadora.
Aos amigos da UFAL dos cursos de Graduação e Mestrado em meteorologia, Paulo
José, Antonio Marcos (Sid Moreira), Alessandro, Gabriel, César, Marquinhos,
Heriberto, Cristiano, Lincoln, Allan e em especial ao amigo Anderlam Siqueira pela
ajuda nas horas necessárias. Por fim a todos que de certa forma contribuíram durante
esses anos.
Aos professores e Drs. Everaldo Barreiros de Souza, João Batista Miranda Ribeiro
(UFPA) e Manoel Toledo (UFAL) pela amizade e ajuda oferecida durante essa jornada.
Ao Instituto Nacional de Meteorologia (INMET), em especial o 2º DISME na pessoa do
coordenador, o Met. José Raimundo A. Sousa e os Srs. Carlos Sergio e Sandin, pelo
empenho, colaboração e cessão dos dados de precipitação usados nesse trabalho.
A Coordenação de Aperfeiçoamento de Pessoal de Nível Superior (CAPES) pela bolsa
de estudo concedida.
A Renata Kelen por toda a paciência, compreensão e ajuda nos momentos necessários,
em especial na 1º fase dessa jornada.
Muito Obrigado!
v
SOUSA, Antonio J. S; EVENTOS EXTREMOS DE PRECIPITAÇÃO NO LESTE
DA AMAZÔNIA. Orientador: Luiz C. B. Molion, PhD. Maceió-AL: UFAL, 2010.
Dissertação (Mestrado em Meteorologia). Instituto de Ciências Atmosféricas,
Universidade Federal de Alagoas. Fevereiro, 2010.
RESUMO
O objetivo principal desse estudo foi fazer a caracterização dos eventos extremos de
precipitação no leste da Amazônia, a análise das condições oceano-atmosfera em escala
global associadas a períodos com intensa ocorrência desses eventos, contribuir para a
compreensão da variação temporal dos eventos extremos de chuva, assim como dos
fenômenos determinantes para a sua ocorrência e fazer projeções futuras. Para tal, foram
utilizados dados de precipitação pluviométrica do Instituto Nacional de Meteorologia
(INMET) das estações de Belém, Breves, Altamira, Tucuruí e Marabá e dados de
precipitação mensal da Universidade de Delaware (UDEL). Em adição a isso, séries de
variáveis meteorológicas disponíveis no ESRL/PSD, em especial, temperatura da
superfície do mar, componentes u e v do vento, radiação de onda longa emergente,
movimentos verticais atmosféricos, campos de divergência, imagens de satélite e
índices climáticos oceânicos e atmosféricos, como a Oscilação Multidecadal do
Atlântico, Oscilação Decadal do Pacifico (ODP), Oscilação do Atlântico Norte,
Oscilação Sul e Índice Multivariado de ENOS. A metodologia incluiu técnicas
estatísticas para análise e comportamento da precipitação, assim como os fenômenos
que mais influenciam em seu regime anual, além dos diagnósticos dos eventos. Foi
elaborada a distribuição de classes da precipitação diária em Belém (PA), leste da
Amazônia, e ficou claro que os altos totais anuais de chuva nessa região foram
decorrentes de eventos extremos de precipitação, que contribuíram, em média, com 37%
do total anual de chuva. Esses eventos extremos representaram 10% dos totais de dias
chuvosos. Houve uma tendência de aumento desses eventos nos últimos 10 anos, o que
foi atribuído ao resfriamento da troposfera superior durante esse início da nova fase fria
da ODP. Os índices oceânicos e atmosféricos do Oceano Pacifico, mostraram ser uma
ferramenta valiosa para a previsão de períodos com ocorrência de eventos extremos. Os
ventos Alísios, e principalmente a temperatura da superfície do mar, foram fatores
determinantes para o desenvolvimento e ocorrência de eventos extremos no leste da
Amazônia, A análise da Transformada de Ondeleta (TO) mostrou a energia e o ciclo
anual presente no regime de precipitação dessa região, assim como a influência de
fenômenos de alta freqüência como o ENOS no período chuvoso das estações
analisadas. As perspectivas climáticas indicaram que a ODP já está em sua nova fase
fria. Não se sabe por quanto tempo a ODP irá permanecer em sua nova fase, muito
menos as suas causas, porém, se ela perdurar por mais 15 a 20 anos, que é o esperado,
certamente haverá um aumento nos eventos extremos de chuva na região Amazônica,
devido ao paulatino resfriamento da troposfera superior, resultando em maior
desenvolvimento vertical de nuvens tipo cumulonimbo, responsável pelos altos totais
pluviométricos.
Palavras-Chave: Precipitação na Amazônia, Eventos Extremos, Oceano Atlântico,
ODP.
vi
SOUSA, Antonio J. S; EXTREME EVENTS OF RAINFALL IN EASTERN
AMAZON. Adviser: Luiz C. B. Molion, PhD.
ABSTRACT
The aim of this study was to characterize the extreme events of rainfall in Eastern
Amazon, to analyze on ocean-atmosphere conditions in global scale associated with
intense occurrence periods of these events, to contribute for temporal variation
comprehension of rainfall extreme events, as well as of determinant phenomena to its
occurrence and to make further projections. For this purpose, Pluviometric Precipitation
stations data from Brazilian National Institute for Meteorology (INMET) located in
Belém, Breves, Altamira, Tucuruí and Marabá; and monthly data of precipitation from
Delaware University (UDEL). In addition, available meteorological series at
ESRL/PSD, particularly, sea surface temperature; u and v components; outgoing long
wave radiation; atmospheric vertical movements; divergence fields; satellite images and
oceanic and atmospheric climatic indices as Multidecadal Atlantic Oscillation, Pacific
Decadal Oscillation (PDO), North Atlantic Oscillation, South Oscillation and
Multivariated ENOS index. The methodology has included statistical techniques for
rainfall analysis and behavior, as well as major phenomena that influence its annual
regime, and events diagnostic as well. It was made class distribution of daily rainfall in
Belém-PA, Eastern Amazon, and was clear that rainfall yearly total high values in that
region were resulting from extreme events of rainfall that contributed, in average, with
37% from rain yearly total. These extreme events corresponded to 10% from total
values of rainy days. There was a rising trend of these events in the last 10 years,
attributed to upper troposphere cooling during that beginning of new PDO cold phase.
Oceanic and atmospheric indices from Pacífic Ocean have shown to be a valuable tool
for prediction of periods with extreme event occurrences. Trade winds, and mainly the
sea surface temperature, were determinant factors for extreme events occurrence and
development in Eastern Amazon, wavelets transform analysis has shown the energy and
annual cycle present in precipitation regime of this region, as well as influence of high
frequency phenomena as ENOS at rainy season of analyzed stations. Climate
perspectives indicated that PDO is already in the new cold phase and its permanence is
not known, much less its causes. However, if that new phase remain for more 15 to 20
years, certainly there will be rise in rainfall extreme events in Eastern Amazon, due to
slowly cooling of upper troposphere, resulting in most vertical development of
cumulonimbus clouds, responsible by high total values of rainfall.
Keywords: Rainfall in Amazon, Extreme Events, Rainfall in Belém, PDO.
vii
SUMÁRIO
1 – INTRODUÇÃO...........................................................................................................1
1.1– OBJETIVOS..............................................................................................................3
2 – REVISÃO BIBLIOGRÁFICA....................................................................................4
2.1 – CIRCULAÇÕES DE GRANDE ESCALA..............................................................4
2.1.1 – CIRCULAÇÃO DE HADLEY-WALKER...........................................................4
2.1.2 – ZONA DE CONVERGÊNCIA INTERTROPICAL (ZCIT)................................5
2.1.3 – ZONA DE CONVERGÊNCIA DA AMÉRICA DO SUL (ZCAS)......................7
2.2 – CIRCULAÇÕES REGIONAIS..............................................................................12
2.2.1 – BRISA MARINHA, TERRESTRE E FLUVIAL...............................................12
2.2.2 – LINHAS DE INSTABILIDADE (LI).................................................................14
2.2.3 – PERTURBAÇÕES ONDULATÓRIAS NOS ALÍSIOS (POAs).......................15
2.3 – INTERAÇÕES OCEANO-ATMOSFERA............................................................22
2.3.1 – OCEANO PACÍFICO.........................................................................................22
2.3.1.2 – EL-NINO – OSCILAÇÃO SUL (ENOS)........................................................22
2.3.1.2 – OSCILAÇÃO DECADAL DO PACÍFICO (ODP)..........................................24
2.3.2 – OCEANO ATLÂNTICO.....................................................................................25
2.3.2.1 – GRADIENTE INTER-HEMISFÉRICO...........................................................25
2.3.2.2 – OSCILAÇÃO DO ATLANTICO NORTE (OAN)..........................................27
2.3.2.3 – OSCILAÇÃO MULTIDECADAL DO ATLANTICO (OMA).......................28
3 – MATERIAIS E MÉTODOS......................................................................................30
3.1 – MATERIAIS UTILIZADOS..................................................................................30
3.2 – ÁREA DE ESTUDO..............................................................................................31
3.3 – SOFTWARES UTILIZADOS................................................................................32
viii
3.4 – MÉTODOS UTILIZADOS....................................................................................32
4 – RESULTADOS E DISCUSSÕES.............................................................................36
4.1 – CARACTERIZAÇÃO DA PRECIPITAÇÃO EM BELÉM – PA (LESTE DA
AMAZÔNIA)..................................................................................................................36
4.2 – A PRECIPITAÇÃO E O CLIMA GLOBAL.........................................................43
4.3 – SELEÇÃO DE TRIMESTRE COM INTENSA OCORRÊNCIA DE EVENTOS
EXTREMOS....................................................................................................................48
4.3.1 – PERIODO FEVEREIRO A ABRIL DE 1996.....................................................48
4.3.2 – PERIODO MARÇO A MAIO DE 2009.............................................................58
4.3.2.1 – ANÁLISE DAS CONDIÇÕES ATMOSFÉRICAS ENTRE OS DIAS 30 DE
MAIO E 3 DE JUNHO DE 2009....................................................................................70
4.4 – ANÁLISE DAS ONDELETAS..............................................................................72
4.5 – PERSPECTIVAS CLIMÁTICAS..........................................................................75
5 – CONCLUSÕES E CONSIDERAÇÕES FINAIS......................................................78
6 – REFERENCIAS BIBLIOGRÁFICAS......................................................................80
ANEXOS.........................................................................................................................89
ix
LISTA DE FIGURAS
Figura 1. Diagrama esquemático da célula de Hadley – Walker (Fonte: Nobre e Molion
– 1986)...............................................................................................................................4
Figura 2: Imagem do satélite Góes mostrando uma ocorrência de ZCAS (a) Linhas de
corrente e Divergência horizontal do vento (b) da mesma situação da imagem (a)..........7
Figura 3: Esquema da trajetória quase elíptica do centro da AB, este sistema não é
necessariamente fechado (a) e (b) Linhas de Corrente em 250 hPa, média para o período
de 1 a 11 de Jan/96, mostrando a Alta da Bolívia (AB) e o Cavado (CC)........................9
Figura 4: Modelo de ondas nos ventos de leste: linhas de corrente em 4500 m de altura
e o eixo do cavado da onda com inclinação horizontal de NE-SW. Adaptado de Riehl
(1954)...............................................................................................................................16
Figura 5: Estrutura horizontal, em baixos níveis, de uma onda nos ventos de leste no
HS. FONTE: Hall (1989, p.178)......................................................................................17
Figura 6: Estrutura vertical de uma onda de leste no HS. A escala horizontal mostra o
tempo aproximado em que à onda utilizou para atravessar a Ilha de Ascenção. FONTE:
Hall (1989, p.178)............................................................................................................18
Figura 7: Altura A (em metros) da base da inversão dos Ventos Alísios, sobre o
Atlântico Tropical. Fonte: Reihl, 1954............................................................................18
Figura 8: Esquematização da Célula de Walker, (a) sob condições normais e (b)
modificada, em associação as condições de El Niño. Fonte: Souza, 1998......................23
Figura 9: Serie temporal do Índice Multivariado de ENOS (adaptada de Wolter e
Timlin, 1998). http://www.esrl.noaa.gov/psd/people/klaus.wolter/MEI/........................23
Figura 10: Padrões de TSM e ventos associados às fases Quente e Fria da ODP. (Fonte
dos dados: http://www.esrl.noaa.gov).............................................................................24
Figura 11: Interação da ZCIT com a TSM na estação chuvosa (a) e seca (b) no N e NE
do Brasil. (Disponível em www3.funceme.br/.../bol_elnino_nov2002.htm)..................26
Figura 12: Esquema da trajetória de sistemas frontais sobre influencia da OAN (a)
positiva e (b) negativa. (Fonte: Climatic Research Unit, University of East Anglia,
Norwich - U.K)…………………………………………………………………………28
Figura 13: Serie temporal de Oscilação Mutidecadal do Atlântico (OMA) de 1856 – 2008.
(Fonte dados:http://www.esrl.noaa.gov).........................................................................29
Figura 14:Mapa de localização dos postos pluviométricos do Estado do Pará..............31
x
Figura 15: Distribuição do total de dias pelos dias com e sem chuva e suas respectivas
classes: 27% (0 mm), 31% (0,1 e 4,9 mm), 13% (5,0 e 9,9 mm), 15% (10,0 e 19,9 mm),
7% (20,0 e 29,9 mm), 3% (30,0 e 39,9 mm), 2% (40,0 e 49,9 mm) e 2% (igual ou
superior a 50 mm) em Belém - PA. (Fonte dos dados: INMET).....................................36
Figura 16: Distribuição das classes de chuva dos dias chuvosos: 42% (0,1 e 4,9 mm),
18% (5,0 e 9,9 mm), 21% (10,0 e 19,9 mm), 9% (20,0 e 29,9 mm), 5% (30,0 e 39,9
mm), 2% (40,0 e 49,9 mm) e 3% (igual ou superior a 50 mm) em Belém – PA. (Fonte
dos dados: INMET). ......................................................................................................37
Figura 17: Distribuição mensal de freqüência dos eventos de chuva igual ou acima de
30 mm por dia em Belém - PA. (Fonte dos dados: INMET)...........................................38
Figura 18: Distribuição mensal de freqüência dos eventos de chuva entre 0,1mm e 4,9
mm por dia em Belém - PA. (Fonte dos dados: INMET)................................................39
Figura 19: Total anual de precipitação (azul) e total de precipitação dos eventos
extremos (vermelho), em mm. Os números indicam o percentual em relação ao total
anual para os anos de 1989 a 2008 em Belém do Pará. (Fonte dos dados: INMET)......40
Figura 20: Seção de Omega entre 1989 a 1998 em Pa.s-1, média para FMA na região
compreendida entre 30ºN- 30ºS e 45ºW-50ºW. Fonte dos dados: ESRL/PSD/NOAA...41
Figura 21: Seção de Omega entre 1999 a 2009 em Pa.s-1, média para FMA na região
compreendida entre 30ºN- 30ºS e 45ºW-50ºW. Fonte dos dados: ESRL/PSD/NOAA...41
Figura 22: Distribuição de freqüência dos eventos extremos ocorridos em Belém - PA
de 1989 a 1998 (vermelho) e 1999 a 2008 (azul). Os números representam o percentual
dos períodos em relação ao total de eventos....................................................................42
Figura 23: Correlação entre os totais anuais de precipitação da UDEL e os índices de
Oscilação Decadal do Pacífico (ODP), para o período entre 1950-1999. Fonte dos
dados: ESRL/PSD/NOAA...............................................................................................43
Figura 24: Correlação entre os totais anuais de precipitação da UDEL e o Índice de
Oscilação Sul (IOS), para o período entre 1950-1999. Fonte dos dados:
ESRL/PSD/NOAA..........................................................................................................44
Figura 25: Correlação entre os totais anuais de precipitação da UDEL e os índices da
Oscilação do Atlântico Norte (OAN), para o período entre 1950-1999. Fonte dos dados:
ESRL/PSD/NOAA..........................................................................................................45
Figura 26: Correlação entre os totais anuais de precipitação da UDEL e os índices da
Oscilação Multidecadal do Atlântico (OMA), para o período entre 1950-1999. Fonte
dos dados: ESRL/PSD/NOAA........................................................................................46
Figura 27: Correlação entre os totais anuais de precipitação da UDEL e o Índice
Multivariado de ENOS, para o período entre 1950-1999. Fonte dos dados:
ESRL/PSD/NOAA..........................................................................................................47
xi
Figura 28: Campos médios meteorológicos em superfície período FMA de 1996, (a)
TSM (ºC), (b) vento zonal (m/s), (c) vento meridional (m/s) e campo de anomalia de
ROLE (W/m-2) para com relação ao período 1979 a 1995. (Fonte dos dados:
ESRL/PSD/NOAA).........................................................................................................51
Figura 29: Campo médio de vento (linhas de corrente) e divergência (10-5 s-1) em 250
hPa período FMA de 1996, (Fonte dos dados: ESRL/PSD/NOAA)...............................53
Figura 30: Diagrama Hovmoeller de anomalia de ROLE (W/m2), entre 5ºS-5ºN para o
período FMA de 1996. (Fonte dos dados: ESRL/PSD/NOAA)......................................53
Figura 31: Diagrama Hovmoeller de média do (a) vento zonal e (b) meridional em
(m/s), entre 5ºS e 5ºN, para o período FMA de 1996. (Fonte dos dados:
ESRL/PSD/NOAA).........................................................................................................54
Figura 32: Distribuição dos totais diários de precipitação em Belém (PA) período FMA
de 1996. (Fonte dos dados: INMET)...............................................................................55
Figura 33: Distribuição dos totais diários de precipitação em Altamira (PA) período
FMA de 1996. (Fonte dos dados: INMET).....................................................................56
Figura 34: Distribuição dos totais diários de precipitação em Marabá (PA) período
FMA
de
1995.
(Fonte
dos
dados:
INMET)...............................................................................57
Figura 35: Campos médios meteorológicos em superfície período MAM de 2009, (a)
TSM (ºC), (b) vento zonal (m/s), (c) vento meridional (m/s) e campo de anomalia de
ROLE (W/m-2) para com relação ao período 1979 a 1995. (Fonte dos dados:
ESRL/PSD/NOAA).........................................................................................................62
Figura 36: Campo médio de vento (linhas de corrente) e divergência (10-5 s-1) em 250
hPa período MAM de 2009, (Fonte dos dados: ESRL/PSD/NOAA)..............................63
Figura 37: Diagrama Hovmoeller de anomalia de ROLE (W/m2), entre 5ºS-5ºN para o
período FMA de 1996. (Fonte dos dados: ESRL/PSD/NOAA)......................................64
Figura 38: Diagrama Hovmoeller de média do vento zonal (a) e meridional (b) em
(m/s), para o período entre 01/03/2009 e 03/06/2009. (Fonte dos dados:
ESRL/PSD/NOAA).........................................................................................................65
Figura 39: Distribuição dos totais diários de precipitação em Belém (PA) período entre
01/03/2009 e 03/06/2009. (Fonte dos dados: INMET)....................................................66
Figura 40: Distribuição dos totais diários de precipitação em Breves (PA) período entre
01/03/2009 e 03/06/2009. (Fonte dos dados: INMET)....................................................67
Figura 41: Distribuição dos totais diários de precipitação em Altamira (PA) para o
período 01/03/2009 e 03/06/2009. (Fonte dos dados: INMET)......................................68
xii
Figura 42: Distribuição dos totais diários de precipitação em Tucuruí (PA) para o
período 01/03/2009 e 03/06/2009. (Fonte dos dados: INMET)......................................68
Figura 43: Distribuição dos totais diários de precipitação em Marabá (PA) para o
período 01/03/2009 e 03/06/2009. (Fonte dos dados: INMET)......................................69
Figura 44: Campos de vento (linhas de corrente) e divergência (10-5 s-1) em 850 hPa de
(a) a (f), para o período 29 de maio e 03 de junho de 2009 respectivamente. (Fonte dos
dados: ESRL/PSD/NOAA)..............................................................................................71
Figura 45: Espectro da TO para Precipitação Mensal em Belém, (a) Espectro de
Potência (energia) das Ondeletas (EPO) e (b) Espectro Global das Ondeletas
(EGO)..............................................................................................................................72
Figura 46: Espectro da TO para Precipitação Mensal em Altamira, (a) Espectro de
Potência (energia) das Ondeletas (EPO) e (b) Espectro Global das Ondeletas
(EGO)..............................................................................................................................73
Figura 47: Espectro da TO para Precipitação Mensal em Marabá, (a) Espectro de
Potência (energia) das Ondeletas (EPO) e (b) Espectro Global das Ondeletas
(EGO)..............................................................................................................................74
Figura 48: Campo de anomalias de TSM período (a) 1948-1976, (b) 1977-1998 e (c)
1999-2009 com relação ao período de 1971 a 2000. (Fonte dos dados:
ESRL/PSD/NOAA).........................................................................................................76
Figura 49: Seção de Omega média para FMA na região compreendida entre 30ºN- 30ºS
e 45ºW-50ºW entre (a) 1948 a 1976, (b) 1977 a 1998, (c) 1989 a 1998 e (d) 1999 a 2009
em Pa.s-1,. (Fonte dos dados: ESRL/PSD/NOAA).........................................................77
xiii
LISTA DE TABELAS
TABELA 1:Estações meteorológicas das regiões selecionadas.....................................31
TABELA 2:Valores e interpretação da correlação.........................................................33
TABELA 3: Graus de liberdade e os níveis de significância dos coeficientes de
correlação. Fonte: Extendida de ESRL/PSD/NOAA......................................................33
TABELA 4 Valores dos desvios mensais de OAN, IOS, OMA, IME e ODP. (Fonte dos
dados: www.cpc.ncep.noaa.gov e www.cdc.noaa.gov)...................................................48
TABELA 5: Valores dos desvios mensais de OAN, IOS, OMA, IME e ODP. (Fonte
dados: www.cpc.ncep.noaa.gov e www.cdc.noaa.gov)...................................................58
xiv
LISTA DE ABREVIATURAS E SIGLAS
AAN
ALTA DO ATLÂNTICO NORTE
AAS
ALTA DO ATLÂNTICO SUL
AB
ALTA DA BOLIVIA
EGO
ESPECTRO GLOBAL DE ONDELETAS
ENOS
EL NIÑO-OSCILAÇÃO SUL
EPO
ESPECTRO DE POTÊNCIA DAS ONDELETAS
GrADS
GRID ANALISYS AND DISPLAY SYSTEM
HN
HEMISFÉRIO NORTE
HS
HEMISFÉRIO SUL
IOS
ÍNDICE DE OSCILAÇÃO SUL
LI
LINHAS DE INSTABILIDADE
NEB
NORDESTE BRASILEIROO
OAN
OSCILAÇÃO DO ATLÂNTICO NORTE
ODP
OSCILAÇÃO DECADAL DO PACÍFICO
OMA
OSCILAÇÃO MULTIDECADAL DO ATLÂNTICO
POAs
PERTURBAÇÕES ONDULATÓRIAS NOS ALÍSIOS
ROLE
RADIAÇÃO DE ONFDAS LONGAS EMERGENTE
TO
TRANSFORMADA DE ONDELETA
TSM
TEMPERATURA DA SUPERFICIE DO MAR
U
COMPONENTE ZONAL DO VENTO
V
COMPONENTE MERIDIONAL DO VENTO
ZCAS
ZONA DE CONVERGÊNCIA DA AMÉRICA DO SUL
ZCIT
ZONA DE CONVERGÊNCIA DO ATLÂNTICO SUL
xv
1
1 – INTRODUÇÃO
_______________________________________________________________
Eventos extremos de precipitação são aqueles em que os totais de chuva num
certo período - seja anual, sazonal, diário ou outro - apresentaram desvios muito
superiores ou inferiores ao comportamento habitual da área no período analisado.
Segundo Sarewitz et al (2000), pode-se defini-los como sendo uma ocorrência que
apresenta uma incidência rara, se distanciando da média, variando em sua magnitude.
Os eventos climáticos extremos são responsáveis pelas principais catástrofes naturais
atuais.
Nos últimos anos, eventos extremos de chuva, tem sido um assunto muito
propalado e preocupante no Brasil e no mundo. Altos valores de precipitação sempre
ocorreram e muitas vezes foram observados, porém nos dias de hoje, tornam-se mais
prejudiciais devido aos impactos sociais causados, em conseqüência do aumento na
densidade demográfica, assim como a ocupação desordenada de áreas de risco e sujeitas
a desastres naturais.
Os eventos extremos de precipitação fazem parte do ritmo climático de um
lugar. Portanto, o conhecimento do comportamento das chuvas intensas é de
fundamental importância para o planejamento do uso e ocupação da terra de forma a
prevenir os impactos associados a esses episódios.
A Bacia Amazônica possui uma área estimada de 6,3 milhões de km2, sendo
aproximadamente 5,0 milhões em território brasileiro e o restante divido entre os países
da Bolívia, Colômbia, Equador e Peru. Essa região é limitada a oeste pela Cordilheira
dos Andes (com elevações de até 6000 m), ao norte pelo Planalto das Guianas (com
picos montanhosos de até 3000 m), ao sul pelo Planalto Central (altitudes típicas de
1200 m) e a leste pelo Oceano Atlântico, por onde toda a água captada na bacia escoa
para o mar.
O clima atual da região é uma combinação de vários fatores, sendo o mais
importante, a disponibilidade de energia solar, através do balanço de energia. Nos meses
de dezembro a janeiro, recebe os valores máximos de energia no topo da atmosfera e
entre junho e julho, os valores mínimos (Salati e Marques, 1984). Em conseqüência
disso, o comportamento da temperatura do ar mostra uma pequena variação ao longo do
ano, com exceção da parte mais ao sul (Rondônia e Mato Grosso). A amplitude térmica
sazonal é da ordem de 1-2 ºC, situando-se os valores médios entre 24 e 26 ºC.
2
Especificamente, Belém (PA) apresenta a temperatura média mensal máxima de 26,7 ºC
em abril e a média mínima de temperatura de 24,5 ºC em fevereiro, segundo as normais
climatológicas do INMET.
Albala-Bertrand (1993) considera a energia um dos aspectos fundamentais para
o entendimento dos eventos climáticos extremos. A quantidade de energia liberada
(magnitude) é um condicionante para o grau de impacto de um evento. Compreendendo
o fluxo da energia em determinado local, haveria uma grande probabilidade de prever a
ocorrência de eventos climáticos extremos e, dessa forma, a sociedade poderia adotar
medidas preventivas. Porém, tal tarefa não é fácil, dada a complexidade dos sistemas
atmosféricos e dos arranjos sócio-espaciais em constantes mudanças.
A energia que atinge a superfície terrestre é devolvida para a atmosfera na forma
de fluxo de calor sensível (aquecimento) e latente (evapotranspiração). Dessa forma, o
balanço de energia e umidade interagem, sendo o saldo de radiação particionado em
termos de calor sensível e/ou latente, dependendo das condições ambientais e de água
no solo.
A Região Amazônica também é conhecida pela grande quantidade de umidade
disponível. Molion (1975) mostrou que a precipitação na Amazônia é constituída em
média por mais de 50% originados da evapotranspiração da floresta (recirculação de
umidade) e o percentual restante, pela convergência de umidade vinda do Oceano
Atlântico. Buchmann et al. (1990 e 1995) mostraram também influências das águas do
Atlântico Norte sobre a Amazônia.
Molion (1993) estudou as circulações de macro e mesoescala que atuam na
Amazônia e os processos dinâmicos que organizam e promovem a precipitação naquela
área. Os mecanismos que provocam chuva na Amazônia podem ser agrupados em três
tipos: convecção diurna resultante do aquecimento da superfície e condições de larga
escala favoráveis; linhas de instabilidade originadas na costa N-NE do litoral do
Atlântico; e, por fim, aglomerados convectivos de meso e larga escala, associados com a
penetração de sistemas frontais na região S-SE do Brasil, interagindo com a região
Amazônica.
A precipitação na Amazônia, não apresenta a mesma homogeneidade espacial e
sazonal da temperatura. Essa apresenta intensas variações, tanto temporal como
espacial. A noroeste da Amazônia, os totais são acima de 3000 mm/ano, a parte central,
em torno de 5ºS, com precipitação de 2500 mm/ano, e o leste da Amazônia (região do
estudo), próximo à Belém, com precipitação de 2800 mm/ano.
3
Sabe-se que os oceanos, em especial o Atlântico e o Pacífico, influenciam direta
e indiretamente nas condições de precipitação na bacia Amazônica, com variações
interanual e interdecadal, via teleconexões atmosféricas. Em situações favoráveis
(desfavoráveis), a estação chuvosa pode apresentar aumento (redução) considerável nas
chuvas. O El Niño de 1982-1983 é um exemplo disso, pois provocou um período
extremamente seco (janeiro/fevereiro) durante a estação chuvosa na Amazônia. Manaus
e Belém, por exemplo, sofreram reduções de 70% e 20%, respectivamente, nos totais de
precipitação (Kayano e Moura, 1986).
1.1 – OBJETIVOS:
GERAL: O objetivo geral deste estudo é fazer a caracterização dos eventos
extremos de precipitação no leste da Amazônia, assim como as condições oceanoatmosfera associadas a períodos com intensa ocorrência desse fenômeno.
ESPECÍFICOS:
Detalhar os padrões dos eventos extremos de chuva na região, assim como os
fenômenos determinantes para a sua ocorrência.
Diagnosticar as condições climáticas apresentadas em escala global, fazendo
composições para trimestres muito chuvosos, a fim de saber quais os fatores que
tem maior influência sobre este tipo de fenômeno.
Contribuir para a compreensão da variação temporal dos eventos extremos de
precipitação e, se possível, fazer projeções futuras.
Para tal, foram utilizados dados de precipitação pluviométrica do Instituto
Nacional de Meteorologia (INMET) das estações de Belém, Breves, Altamira, Tucuruí e
Marabá. Em adição, foram empregadas séries de variáveis meteorológicas disponíveis
no ESRL/PSD (Earth System Research Laboratory, Physical Science Division) em
especial, temperatura da superfície do mar, componentes u e v do vento, radiação de
onda longa emergente, movimentos verticais atmosféricos, índices climáticos oceânicos
e atmosféricos, além de imagens de satélite, para diagnóstico de eventos extremos de
precipitação. Técnicas estatísticas foram usadas para análise e comportamento da
precipitação, assim como fatores que influenciam em seu regime anual.
4
2 – REVISÃO BIBLIOGRÁFICA
_______________________________________________________________
As condições meteorológicas na Amazônia são afetadas por um amplo espectro
de fenômenos que variam desde a escala de convecção-cúmulo até as configurações da
circulação de escala global (Molion, 1987). Dentre eles, a seguir, serão descritos,
Circulação Hadley-Walker, Zona de Convergência Intertropical (ZCIT), Alta da Bolívia
(AB), Sistemas Frontais de ambos os hemisférios, Zona de Convergência da América
do Sul (ZCAS), Vórtices Ciclônicos de Altos Níveis (VCAN), Brisas Marinha,
Terrestre e Fluvial, Linhas de Instabilidade (LI) e as Perturbações Ondulatórias nos
Alísios (POAs).
2.1 – CIRCULAÇÕES DE GRANDE ESCALA.
2.1.1 – CIRCULAÇÃO DE HADLEY-WALKER.
A circulação Hadley-Walker é parte integrante da circulação geral atmosférica,
isto é,
movimentos de ar de grande escala na atmosfera e sua interação com a
superfície. Envolve as correntes oceânicas, massas de ar, sistemas de alta e baixa
pressão, corrente de jato e outros.
Figura 1. Diagrama esquemático da célula de Hadley – Walker (Fonte: Nobre e Molion – 1986).
Em particular na faixa equatorial, o aquecimento devido à radiação solar é
bastante uniforme e intenso o que provoca baixas pressões à superfície, portanto os
ventos alísios de sudeste vindos do Hemisfério Sul (HS) e os ventos alísios de nordeste
5
vindos do Hemisfério Norte (HN) convergem em baixos níveis. A ascensão desses
ventos provoca um resfriamento em níveis mais altos, perdendo umidade por
condensação e precipitação e ocorrerá em altitude um movimento em sentido contrário,
contra-alísios, até a zona dos cinturões anticiclônicos, onde ocorre movimento
subsidente aquecendo-se para formar novamente os alísios. Esta célula que se forma
simultaneamente é chamada de Hadley-Walker. A circulação é dita de Hadley quando
ocorre no sentido (norte-sul) e de Walker quando se faz no sentido (leste-oeste).
Estas duas circulações de escala planetária, em conjunto, são algumas das
responsáveis pelas enormes variações espaciais do clima Amazônico. As variações
sazonais da precipitação no Brasil estão associadas com o movimento meridional de
uma célula de Hadley, a qual está sobre a Amazônia no verão e sobre a América Central
durante o inverno (associada ao movimento do Sol). Por outro lado as variações interanuais da precipitação no Brasil estão relacionadas ao deslocamento zonal de uma
célula de Walker ligadas ao fenômeno ENOS (El Niño - Oscilação Sul).
2.1.2 – ZONA DE CONVERGÊNCIA INTERTROPICAL (ZCIT).
A Zona de Convergência Intertropical é caracterizada por uma banda de nuvens
que circunda a faixa equatorial do globo terrestre, formada principalmente pela
confluência dos ventos alísios do hemisfério norte com os ventos alísios do hemisfério
sul, Nordeste e Sudeste respectivamente. De maneira simplista, pode-se dizer que a
convergência dos ventos faz com que o ar, quente e úmido ascenda, carregando
umidade do oceano para os altos níveis da atmosfera ocorrendo à formação das nuvens.
Na ZCIT do Atlântico e Pacífico, predominam convergência na baixa troposfera,
movimentos ascendentes na média troposfera, divergência na alta troposfera, bem como
água precipitável concentrada em sua região durante o ano todo (CURTIS e
HASTENRATH, 1999). É uma região de baixa pressão atmosférica, de convecção
profunda e intensa nebulosidade, associada com altos índices pluviométricos. A ZCIT é
mais significativa sobre os Oceanos e por isso, a Temperatura da Superfície do Mar
(TSM) é um dos fatores determinantes na sua posição e intensidade.
Na escala planetária, a ZCIT é o ramo ascendente da Célula de Hadley,
apresentando uma energética caracterizada pela importação de vapor d’água,
concentrado nas camadas inferiores da atmosfera e exportação de energia geopotencial e
calor sensível pela alta troposfera, que resulta na transferência de calor da zona do
6
cavado equatorial para altas latitudes, contribuindo para manutenção do balanço térmico
global (HASTENRATH, 1985).
A ZCIT está inserida numa região onde ocorre a interação de características
marcantes atmosféricas e oceânicas: i) zona de confluência dos Alísios (ZCA); ii) zona
do cavado equatorial; iii) zona de máxima temperatura da superfície do mar; iv) zona de
máxima convergência de massa; e v) zona da banda de máxima cobertura de nuvens
convectivas, todas interagindo próximas à faixa equatorial. Apesar dessa interação as
características não se apresentam, necessariamente, ao mesmo tempo, sobre a mesma
latitude. No trabalho apresentado por Hastenrath e Lamb (1977) é mostrado que,
durante os meses de verão no Hemisfério Norte (JJA), a zona de confluência dos alísios
aparece sobre o cavado equatorial e as regiões de máxima cobertura de nuvens,
precipitação e convergência de massa são quase coincidentes, localizando-se,
aproximadamente, a três graus ao sul da ZCA. Nos meses de DJF, a zona de máxima
cobertura de nuvens, precipitação e convergência de massa localiza-se ao norte da ZCA.
Dentre as principais características observadas da ZCIT, destacam-se as
seguintes: está localizada na faixa tropical, onde existe a presença de fracos gradientes
de pressão, predominância de ventos fracos e TSM elevada. O valor médio de pressão
observada está em torno de 1.008 hPa, onde têm-se a presença de cúmulos e
cumulonimbus, cujos topos vão além de 12.000m e altas camadas de cirros. Sobre os
continentes, a ZCIT não é tão delineada quanto sobre os oceanos. É responsável por
chuvas intensas sobre regiões tropicais como Brasil, África e Indonésia.
Em sua marcha anual, a ZCIT alcança sua posição mais ao norte,
aproximadamente 15° N, durante o verão boreal, e a sua posição mais ao sul,
aproximadamente 5° S, durante o mês de abril (CITEAU et al, 1988, HASTENRATH e
HELLER, 1977, HASTENRATH e LAMB, 1977, HASTENRATH, 1985). Além dessa
oscilação anual, a ZCIT apresenta oscilações com maiores freqüências, com o período
variando de semanas a dias. Seu posicionamento está associado à nebulosidade e a
estação chuvosa na Região Norte do Brasil. Sobre o continente, a ZCIT migra com a
latitude em função da estação do ano à medida que aumenta o aquecimento solar sobre a
superfície (FISCH et al., 1999).
Em anos chuvosos sobre o Nordeste, nos quais também chove acima da média
sobre a Amazônia e Atlântico equatorial, a ZCIT permanece ao sul de suas posições
latitudinais médias até abril, enquanto, em anos de seca, a ZCIT retorna ao Hemisfério
Norte, já em março. Há evidências observacionais de que os mecanismos responsáveis
7
pelo deslocamento latitudinal da ZCIT estejam associados a uma cadeia de processos de
interação entre o oceano e a atmosfera, envolvendo o acoplamento lateral com
distúrbios atmosféricos extratropicais de ambos os hemisférios.
2.1.3 – ZONA DE CONVERGÊNCIA DA AMÉRICA DO SUL (ZCAS).
Durante o período de primavera-verão no Hemisfério Sul, sistemas frontais
posicionam-se preferencialmente sobre a parte central do continente sul-americano, com
seu eixo no sentido noroeste-sudeste, de inclinação variável, associados a uma zona de
convergência de umidade que, posteriormente, foi denominada de Zona de
Convergência da América do Sul (ZCAS) (MOLION e BERNARDO, 2002) de grande
importância no transporte de momentum, calor e umidade nos trópicos.
(a)
(b)
Figura 2: Imagem do satélite Góes mostrando uma ocorrência de ZCAS (a) Linhas de corrente e
Divergência horizontal do vento (b) da mesma situação da imagem (a).
Difundida como Zona de Convergência do Atlântico Sul, embora se posicione
sobre o continente, (sugerindo-se, a aplicação de termo mais conveniente-Zona de
Convergência da América do Sul), essa zona tem sido subjetivamente definida como
uma banda convectiva alongada na direção NW-SE, cuja área de atuação engloba o
centro sul da Bacia Amazônica, Regiões Centro-Oeste e Sudeste, centro sul da Bahia,
norte do Estado do Paraná e se prolonga até o Oceano Atlântico Sudoeste.
8
É usualmente identificada pela convergência de umidade na baixa troposfera,
penetração de ar frio ao sul da banda de nebulosidade; presença de um cavado a leste da
Cordilheira dos Andes, associado a movimentos ascendentes, pela presença da Alta da
Bolívia em altos níveis e um cavado sobre a região Nordeste do Brasil e, em
determinadas situações, um vórtice ciclônico e uma faixa de vorticidade anticiclônica
em altos níveis, (KODAMA, 1992; QUADRO, 1994; SANCHES e SILVA DIAS,
1996). Reflete uma interação entre os sistemas tropicais e extratropicais.
A formação da ZCAS depende tanto de forçantes locais quanto remotas.
Localmente, a formação da ZCAS está associada com a convecção na Região
Amazônica e Brasil Central e com a disponibilidade de umidade e baroclinicidade
(FIGUEROA et al., 1995) que são determinantes para sua ocorrência, enquanto
aparentemente as influências remotas, tal como a convecção na ZCPS (Zona de
Convergência do Pacífico Sul), modula o início, duração e localização da ZCAS.
Ferreira et al. (2004) analisaram padrões atmosféricos dominantes em situações
de ZCAS, a partir de uma técnica de composição, utilizando Reanálises do
NCEP/NCAR para os meses de verão, bem como dados de radiação de onda longa
emergente, para anos de El Niño e La Niña. Seus resultados evidenciaram maior
variabilidade de ocorrência de ZCAS em anos de La Niña e uma tendência de ocorrer
em média, três episódios em anos de El Niño assim como maior intensificação da
convecção sobre o Oceano Atlântico sudoeste para anos de El Niño e maior sobre o
continente em anos de La Niña.
Segundo Molion (2004) a convecção de verão na América do Sul, essencial para
a formação da ZCAS, é decorrente de dois fenômenos. Um, essencialmente
termodinâmico, resultante do aquecimento continental pelo Sol e calor latente
(evapotranspiração), liberado nos movimentos ascendentes e a divergência que se
estabelece nos níveis altos (AB). Outro fator, o dinâmico, esta relacionado com a
penetração de sistemas frontais do Hemisfério Sul (SFHS). Uma vez que a AB se
estabelece termodinamicamente, os SFHS, que penetram no Brasil Central, são
“ancorados” pela AB, permanecendo semi-estacionários e gerando a ZCAS que se
intensifica devido a convergência do fluxo de umidade transportada pelos Alísios SE.
Durante os meses de verão na América do Sul, a alta troposfera (200 hPa),
apresenta um sistema com movimento anticiclônico, chamado de Alta da Bolívia (AB),
forma-se geralmente na primavera, atingindo sua intensidade máxima durante o verão
da América do Sul, a partir da intensificação de um ciclone térmico à superfície,
9
conhecido como Baixa do Chaco, derivado do intenso aquecimento superficial da região
do planalto, centrado sobre a Bolívia (Altiplano Boliviano), norte do Chile e Peru e,
também, devido à forte convecção sobre a Região Amazônica. Surge, em média, em
outubro e persiste até abril, sendo janeiro o período mais ativo.
A localização geográfica da AB apresenta variação intra-sazonal e interanual,
descreve uma trajetória quase elíptica: em janeiro o centro encontra-se na região da
Bolívia e gradualmente deslocando-se, atingindo em abril a região central da Amazônia,
em julho, as regiões ao norte da Colômbia e em outubro as regiões na parte mais a oeste
da Amazônia (Figura 3 (a)) essa trajetória se completa novamente quando o sistema
atinge as regiões Bolivianas. Esse ciclo associa-se ao deslocamento latitudinal do Sol
em relação à Terra.
Observações de Gutman e Schwerdtfeger (1965) mostraram que, no verão do
Hemisfério Sul, a camada troposférica entre 200 e 500 hPa aumentava de espessura,
devido à liberação de calor latente resultante da convecção profunda e também devido
ao calor sensível liberado pelo Altiplano Boliviano.
(a)
(b)
Figura 3: Esquema da trajetória quase elíptica do centro da AB, este sistema não é necessariamente
fechado (a) e (b) Linhas de Corrente em 250 hPa, média para o período de 1 a 11 de Jan/96, mostrando a
Alta da Bolívia (AB) e o Cavado (CC).
Análises de Modelos de Circulação Geral, feita por Lenters e Cook (1997),
indicaram que a Alta da Bolívia e VCAN (Vórtice Ciclônico de Altos Níveis) sobre o
10
Nordeste, são gerados em resposta à precipitação sobre a Bacia Amazônica e Andes
Central e devido à ZCAS. A intensa atividade convectiva e a conseqüente liberação de
calor latente fornecem a energia necessária para manter a circulação anticiclônica em
altos níveis.
O padrão de circulação de verão indica que, corrente abaixo da AB, forma-se
uma circulação ciclônica em altitude (Figura 3 (b)) que também varia de posição e
intensidade ao longo do verão, e cujo efeito mais marcante é a subsidência induzida em
baixos níveis sobre a região Nordeste, NE. Carvalho (1989) mostrou a interação entre
estes sistemas através de séries das médias espaciais da vorticidade relativa, calculadas
ao longo de dez anos, na região do Cavado sobre o NE e da Alta da Bolívia. Estas séries
mostram claramente que em termos de intensidade a correlação entre essas circulações é
estatisticamente significativa.
Além do Cavado corrente abaixo, as variações na AB parecem estar vinculadas
também às penetrações de sistemas frontais sobre o continente. Oliveira (1986)
registrou nove casos de ocorrência da AB nos quais, a passagem de uma frente sob a
parte central do continente, levava a Alta a deslocar-se para oeste. A advecção de
vorticidade negativa associada à penetração do cavado frontal sobre o continente
provavelmente diminui a vorticidade na região leste da Alta, provocando o seu
deslocamento para oeste. Esse mecanismo depende da profundidade do cavado frontal e
da inclinação do seu eixo em relação à Alta. Além disso, a posição do eixo do jato
associado à frente também afetará o posicionamento da Alta. Climatologicamente a
vorticidade anticiclônica associada ao cisalhamento do escoamento na região do jato
subtropical intensifica a circulação na região da Alta (Carvalho, 1989). Entretanto,
mesmo sem o efeito do jato, a circulação persiste sugerindo que a liberação de calor sob
o continente é o mecanismo fundamental de manutenção da Alta.
Recentemente, tem sido comum referir-se à atividade convectiva profunda de
verão austral, precipitação intensa, e características atmosféricas de circulação de
grandes escala como Sistema Sul Americano de Monção (SSAM) (JONES e
CARVALHO, 2002), sendo que a Alta da Bolívia seria modulada por esses sistemas. A
variabilidade do SSAM estaria, aparentemente, ligada a flutuações dos Ventos Alísios
sobre o Atlântico equatorial, que têm impacto significativo na interação ar-mar, ao
ENOS, assim como variações de TSM interanual e interdecadal sobre o Atlântico.
Contudo, pesquisadores como Molion, divergem sobre a aplicação desse termo
(SSAM), discordando da existência de monções clássicas sobre a América do Sul.
11
Os Vórtices Ciclônicos em Altos Níveis (VCAN) são sistemas fechados de baixa
pressão, de escala sinótica, que se formam na alta troposfera (Gan e Kousky, 1982).
Precipitações intensas que ocorrem sobre a região Nordeste do Brasil (NEB), e região
Norte, são fenômenos anômalos, que em muitos casos estão relacionados com os
Vórtices Ciclônicos de Altos Níveis (VCAN).
São comumente chamados na literatura de baixas frias, pois apresentam centro
mais frio que a periferia. Seu tempo de vida médio é de aproximadamente sete dias.
Apresentam máxima vorticidade ciclônica em 200 hPa e um centro de ar seco e frio
subsidente que inibe a formação de nuvens. Além disso, apresentam movimento de ar
ascendente quente e úmido na sua periferia, possuindo, portanto, uma circulação direta.
Essas condições ocasionam transformação de energia potencial em energia cinética
através do processo do abaixamento do ar no centro e levantamento na periferia. A
liberação de calor latente nas torres convectivas permite manter o gradiente de
temperatura e, conseqüentemente, o VCAN.
Os VCAN podem ser classificados em dois tipos: vórtices do tipo Pálmen, que
se originam nas latitudes subtropicais e atuam nas regiões Sul e Sudeste do Brasil, e os
vórtices do tipo Palmer, que se originam em latitudes tropicais e que atingem a Região
Norte e Nordeste do Brasil. VCAN do tipo Palmer, formam-se sobre o Oceano
Atlântico a partir da amplificação da crista associada à Alta da Bolívia (AB) e o cavado
corrente abaixo. Essa amplificação pode ser causada pela penetração de sistemas
frontais de latitudes médias ou por cavados do Pacífico Norte ou do Atlântico Norte que
se alinham com a AB na orientação aproximada NW-SE.
Estes VCAN do tipo Palmer, parecem precisar de algumas condições necessárias
para seu desenvolvimento, como: presença de um sistema frontal do HS em baixas
latitudes, a entrada de um sistema frontal do HN ou seus restos em convergência com os
alísios de SE e a Alta da Bolívia intensa e posicionada no oeste/centro-oeste da América
do Sul.
Geralmente, os VCAN se estendem para baixo até o nível de 500 hPa e
raramente passam de 700hPa, inclinam-se para oeste com a altura e seu centro frio
localiza-se a leste ou sudeste do centro do vórtice.
Ocorrem preferencialmente durante a estação seca entre os meses de novembro a
março, sendo janeiro e fevereiro os meses de maior freqüência. Segundo Carvalho
(1989) e Figueroa et al. (1995), a formação desses sistemas coincidem com a época do
12
ano onde o escoamento em altos níveis (200 hPa) apresenta componente meridional
positiva (de sul a norte) nas regiões à leste do meridiano de 50º W.
Quando ocorre a penetração de um sistema frontal na Amazônia, o termo usado
para descrever o abaixamento da temperatura decorrente da passagem deste sistema
frontal é FRIAGEM. É uma forte entrada de ar frio vindo do sul o qual penetra nos
trópicos e afeta a Amazônia (Serra & Rastibona, 1942).
Ainda são poucos os estudos feitos com o intuito de analisar o efeito destas
invasões de ar polar na Amazônia. Marengo et al. (1997) observaram que o tempo para
que as variáveis meteorológicas voltem às condições normais, durante um evento de
friagem, varia em média, entre 5 e 6 dias. Fisch (1996) realizou uma estatística simples
do número de eventos de Friagem na região do Sul do Pará durante os anos de 1992 e
1993 e obteve uma freqüência de ocorrência de 7 casos por ano, durante os meses de
maio à agosto.
Analisando o evento de uma Friagem que atingiu a região de Manaus (julho de
1969), Brinkman e Ribeiro (1972) mostraram que a temperatura mínima naquele evento
foi de 12 ºC menor do que a média climatológica, provocando ventos intensos.
Outras observações importantes são a de que ocorre uma mudança de direção do
vento (de Norte para Sul), a cobertura de nuvens é total e que o evento se estende até
700 hPa (aproximadamente 3000 m), prolongando-se por 3 dias.
Marengo et al. (1996) analisaram a extensão espacial das modificações causadas
por duas Friagens moderadas ocorridas em 1994, observando que os efeitos mais
pronunciados foram obtidos na região do sul de Rondônia (Ji-Paraná), na qual a
temperatura do ar atinge valores de 10 ºC, aproximadamente 8 ºC abaixo da média
climatológica. Nas regiões, central e oeste da Amazônia (Manaus - AM e Marabá - PA,
respectivamente), o decréscimo da temperatura do ar não foi tão grande, embora a
quantidade de umidade atmosférica também tenha diminuído, induzindo que ocorreu a
invasão de ar polar (frio e seco).
2.2 – CIRCULAÇÕES REGIONAIS.
2.2.1 – BRISA MARINHA, TERRESTRE E FLUVIAL.
São sistemas de circulações fechadas, termicamente forçada e que ocorrem
próximos à costa. A brisa é um mecanismo físico no qual o ar, devido ao contraste
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térmico entre água-terra, move-se em direção do continente durante o dia e vice-versa à
noite. Ocorre mais freqüentemente nos trópicos do que em médias ou altas latitudes. Em
geral, a brisa marinha é mais intensa e mais persistente do que a brisa terrestre.
Nas primeiras horas do dia, a diferença de temperatura entre a terra e o mar é
pequena, resultando em um escoamento praticamente nulo. À medida que o Sol se
eleva, a terra se aquece mais rapidamente que o mar (conseqüência da maior capacidade
calorífica da água), resultando na formação de uma baixa pressão sobre a terra.
Conseqüentemente, o gradiente horizontal de pressão (temperatura) provoca um
escoamento à superfície, do mar para a terra. Na região mais aquecida, a convecção dá
origem a correntes ascendentes. Por continuidade de massa, fecha-se uma célula de
circulação, caracterizando o escoamento da terra para o mar em níveis superiores e do
mar para a terra próximo à superfície. Durante à tarde, quando a terra se resfria por
perda de ROL e o contraste térmico desaparece, a brisa cessa. Durante a noite, como a
taxa de resfriamento da superfície terrestre é maior que a marinha, inicia-se um novo
contraste térmico, com o mar apresentando uma maior temperatura em relação ao
continente, o gradiente térmico se inverte, ocorrendo a formação de uma célula com
movimentos nos níveis superiores soprando do mar para a terra e, nos níveis inferiores,
da terra para o mar (PETTERSSEN, 1968).
O ciclo diurno de aquecimento da superfície terrestre, devido à diferença na
capacidade calorífica entre o solo (superfície) e o corpo d’água, pode produzir uma
diferença de temperatura entre o continente e a superfície de água, especialmente sob
condições de céu claro. Isto resulta em uma correspondente diferença entre a
temperatura do ar, que na ausência de um forte fluxo gradiente pode gerar uma
circulação atmosférica localizada. Esse fenômeno tem sido observado e é usualmente
descrito como uma brisa marítima durante o dia e brisa terrestre à noite (Simpson,
1994).
A brisa marinha se desenvolve melhor num dia de tempo bom, onde a sua
evolução é geralmente caracterizada pelo desenvolvimento do vento próximo à costa em
superfície, fluxo de retorno em altitude, diminuição da temperatura em superfície e
aumento da umidade.
Oliveira e Fitzjarrald (1993) comprovam a existência desta circulação fluvial nos
baixos níveis (até 1500-2000 m), possuindo o sentido floresta/rio durante a noite e
início da manhã, revertendo o sentido (rio/floresta) durante à tarde e início da noite.
Observações radiométricas feitas por avião durante o experimento ABLE (Amazonian
14
Boundary Layer Experiment) observaram um gradiente térmico entre rio/floresta de -3
ºC durante o dia e +6 ºC à noite (Oliveira e Fitzjarrald, 1993). Certamente estas
influências são mais intensas nas regiões em que a largura do rio é considerável, tais
como próximo a Manaus (confluência os Rios Negro e Solimões), Santarém (Rios
Tapajós e Amazonas) e Belém (Rios Tocantins e parte sul da Foz do Rio Amazonas).
Molion e Dallarosa (1990) mostraram que, considerando-se quatro postos
pluviométricos (1978-1988) próximos à Manaus, o menor índice anual (1843 mm) foi o
da estação instalada em uma ilha no Rio Negro, sendo o maior índice (2303 mm) na
localidade distante cerca de 100 km.
2.2.2 – LINHAS DE INSTABILIDADE (LI).
Linhas de Instabilidade são bandas de nuvens normalmente do tipo cúmulos,
organizadas em forma de linha e causadoras de chuva.
Huschke (1959) define LI como sendo uma banda de atividade convectiva
organizada, não necessariamente continua. Para Hamilton e Archbold (1945), uma Li
tropical é uma linha de cumulonimbus que se forma ao longo da borda de uma ampla
área de movimento descendente ou a porção dianteira de um distúrbio propagante em
mesoescala, também chamado de squall system; ela consiste basicamente de Cbs e
apresenta na sua retaguarda uma nuvem do tipo bigorna (anvil cloud) que em geral
possui bastante precipitação.
As LI podem estar associadas às frentes, ciclones extratropicais ou áreas de
grande convergência de ar nos baixos níveis da troposfera, entre outros. Seu tempo de
vida varia de algumas horas a alguns dias e possuem escala horizontal de dezenas de
quilômetros até 1500 km (Djuric, 1994). Os elementos convectivos são do tipo torres
quentes e consistem em fluxos ascendentes por empuxo de ar úmido, movimentos
descendentes carregam ar mais seco dos níveis médios para a camada limite. A bigorna,
em contraste com a linha convectiva, tem uma estrutura predominantemente
estratiforme, com precipitação e nebulosidade praticamente uniformes. Os movimentos
verticais na retaguarda são para baixo, abaixo da base da bigorna e para cima na bigorna
propriamente dita (os movimentos para cima não são tão convincentes como os para
baixo, porém existem fortes evidências sobre sua existência).
15
As linhas de instabilidade que se forma na costa atlântica da Amazônia são
responsáveis pela formação de chuvas próximas à costa dos estados do Pará e Amapá,
bem como na Amazônia Central.
Cohen et al., 1989 mostraram que estas LI junto à costa atlântica (LIC)
representam 62 % dos casos e as que se propagam para o interior da bacia amazônica,
denominadas (LIP) ocupam 38 % dos casos. Segundo comunicação pessoal de Cutrin,
dada a Cohen et al. (1989), essas linhas são responsáveis por cerca de 45 % da chuva
ocorrida no período chuvoso na parte leste do Pará.
Molion e Kousky (1985) consideraram que as LI seriam determinantes na
distribuição média mensal da precipitação no interior da bacia amazônica. Cavalcanti
(1982) realizou um estudo climatológico e observou que a formação destas linhas
posiciona-se ao sul da Zona de Convergência Inter-Tropical (ZCIT), sendo o período de
maior freqüência das LI, é na época em que a ZCIT está mais organizada.
Molion (1987) descreveu a influência destas LI na distribuição de chuva da
Amazônia Central, observando que, durante a noite e devido à diminuição do contraste
térmico oceano-continente, estas LI praticamente se dissipam, para revigorarem-se no
dia seguinte, com o aquecimento da superfície.
2.2.3 – PERTURBAÇÕES ONDULATÓRIAS NOS ALÍSIOS (POAs).
A região tropical é dominada pela presença de ventos alísios, tanto de nordeste
presentes no hemisfério Norte, como os de sudeste, predominantes no hemisfério Sul.
As perturbações mais comuns do regime dos ventos alísios são as ondas nos ventos de
leste, que são distúrbios ondulatórios nos campos de vento e pressão, sendo mais
freqüente no lado equatorial do cinturão subtropical e mais intenso na média troposfera.
Dunn (1940) foi um dos pioneiros na identificação desses distúrbios. Ao
observar uma série de isalóbaras positivas e negativas sobre a região do Caribe, pôde
constatar que a intensidade da convecção variava com a passagem sucessiva destes
centros isalobáricos em superfície sobre algumas ilhas da região tropical.
Riehl (1945) notou que mudanças na direção do vento acompanhavam a
formação e deslocamento de centros isalobáricos e que tais mudanças sugeriam que
esses centros eram manifestações da propagação de ondas atmosféricas propagando-se
de leste para oeste dentro da corrente de leste do estado básico e a nebulosidade
associada a esses distúrbios são nuvens altas na forma de V-invertido. A partir de então
16
se definiu este tipo de sistema atmosférico como sendo uma onda nos ventos de leste.
Posteriormente, mudou-se esta denominação para Distúrbios Ondulatórios de Leste ou
Perturbações Ondulatórias nos Alísios.
Figura 4: Modelo de ondas nos ventos de leste: linhas de corrente em 4500 m de altura e o eixo do
cavado da onda com inclinação horizontal de NE-SW. Adaptado de Riehl (1954).
Em 1954 (Riehl) forneceu a primeira descrição 3-D detalhada dessas ondas.
Segundo ele, essas ondas, são oscilações nos campos de pressão e vento, que se
encontram em fase na superfície. O cavado estende-se em direção ao pólo; possui
orientação NE-SW no HN (figura 4); e inclina-se para leste com a altura. Na dianteira
do cavado, há divergência e movimento subsidente nos baixos níveis, com
características de bom tempo; e na retaguarda há convergência nos baixos níveis com
predominância de forte movimento ascendente e convecção profunda.
Merritt (1964) fez um estudo das ondas nos ventos de leste utilizando dados
observados de superfície e ar superior e imagens de satélite, tendo como base o modelo
original, proposto por Riehl (1954). Concluiu então que esses distúrbios tinham origem
na Costa Oeste da África, no Atlântico Central e na Costa da América do Sul, na região
da ZCIT. Ele então questionou em alguns aspectos o modelo de Riehl e sugeriu
substituir o termo ondas por Perturbações nos Ventos de Leste, pois, segundo ele,
existem outros tipos de distúrbios diferentes daquele originalmente proposto por Riehl.
Neste estudo, utilizaremos o termo PERTURBAÇÕES ONDULATÓRIAS NOS
ALÍSIOS (POAs), a não ser quando o autor deixar claro sua posição em relação ao
termo usado por ele.
A maior freqüência dessas perturbações ocorre no HN, devido à assimetria da
circulação geral da atmosfera, pois no HN existem maiores contrastes de temperatura
entre os oceanos e continentes. Além disso, os alísios próximos à superfície se movem
17
com mais rapidez e mais intensidade do que as ondas de leste e na base da camada de
inversão os alísios deslocam-se mais lentamente (Nieuwolt, 1978).
No entanto, há indícios, segundo Berry et al. (1945), de que estes fenômenos
ocorrem em toda a baixa troposfera tropical, também no HS, inclusive no Pacífico e na
costa leste da América do Sul, embora apresentem variações em tamanho e intensidade
que dependem da época do ano e da região do globo.
Figura 5: Estrutura horizontal, em baixos níveis, de uma onda nos ventos de leste no HS. FONTE: Hall
(1989, p.178).
Hall (1989) sugeriu que características similares às ondas nos ventos de leste do
hemisfério norte afetaram a ilha de Ascensão, localizada no HS, através de estudos de
imagens de satélite e secções temporais do vento de ar superior; e que provavelmente
tais distúrbios dispararam fortes sistemas precipitantes no período de suas passagens.
Hall sugeriu também que a origem destes distúrbios estava na região equatorial da
África Central e que a inclinação vertical do eixo da onda (depressão) é diferente entre
os Hemisférios Norte (inclinação para leste, figura 4) e Sul (inclinação para oeste, figura
5). Isto se deve ao sistema de ventos, pois no HS é de leste-sudeste e no HN lestenordeste, ocasionando assim essa diferença.
A Figura 6 mostra que a atividade convectiva nos casos estudados por Hall
(1989) e conseqüentemente as nuvens, encontram-se próximo ao eixo da onda, sendo
que a maior quantidade de chuva é exatamente sobre esse eixo. O desenvolvimento
vertical das nuvens e a extensão destas também são maiores sobre a depressão. A
passagem desses distúrbios, pela Ilha de Ascenção, tem duração em torno de 5 a 10 dias
para a região tropical.
18
Figura 6: Estrutura vertical de uma onda de leste no HS. A escala horizontal mostra o tempo aproximado
em que à onda utilizou para atravessar a Ilha de Ascenção. FONTE: Hall (1989, p.178).
No Atlântico Sul, a convergência dos ventos de sul, associados aos sistemas
frontais, com os ventos de leste, provocam as POAs que se propagam para oeste imersas
no campo dos alísios. Ocorrem principalmente nas áreas oeste do oceano, próximo à
costa da América do sul, depois do período com excesso de radiação solar, quando a
inversão psicrotérmica dos alísios é fraca ou ausente e os ventos estendem-se além de
400 mb. A principal característica da camada de inversão dos alísios é atuar como um
eficiente tampão que impede o movimento ascendente do ar, por este motivo é raro a
precipitação nas regiões dos alísios, exceto onde a camada de inversão é levantada ou
destruída (Figura 7). As POAs geralmente se desenvolvem próximo à costa, devido ao
aumento da convergência do fluxo de umidade e o contraste térmico entre o continente e
o Oceano.
Figura 7: Altura (em metros) da base da inversão dos Ventos Alísios, sobre o Atlântico Tropical. Fonte:
Riehl, 1954.
19
Além disso, as POAs também se originam quando a ZCIT se encontra com uma
atividade acima da normal, favorecendo a formação de grandes complexos convectivos,
com rajadas descendentes (“microbursts”), com massas de ar de características
termodinâmicas distintas, que funcionam como mini-sistemas frontais gerando novas
células e perturbação nos Alísios (MOLION, 1987). As POAs existem praticamente o
ano todo, porém, dependendo do período em que se propagam e do seu tipo de
formação, apresentam características distintas e variações em seu comprimento de onda.
Uma gama de estudos foram realizados com o intuito de determinar e classificar
as características destas perturbações.
Yamazaki (1975) estudou a dinâmica das perturbações da região tropical do
Atlântico Sul e costa Brasileira. Ele comparou os seus resultados teóricos com os
obtidos de seções longitude-tempo para o inverno de 1967, na faixa de 5º e 10º, ele
notou linhas de nuvens bem definidas com períodos de quatro dias, velocidade media de
10m/s e comprimento de onda de aproximadamente 4000 km. Ele concluiu que a
elevada pluviosidade nos meses de inverno na costa do NEB poderia estar associada aos
distúrbios de leste. Posteriormente Yamazaki e Rao (1977) ressaltaram que os
aglomerados de nebulosidade propagam-se de leste para oeste desde a longitude de 10º
E até aproximadamente 40ºW.
A estrutura e as propriedades dos distúrbios ondulatórios de leste foram
determinadas por Thompson et al. (1979) na ZCIT do Atlântico Leste através de uma
ampla rede de dados da Fase III do GARP Atlantic Tropical Experiment (GATE). Ao
comparar estes distúrbios com aqueles da ZCIT do Pacífico Oeste, foram encontradas
muitas similaridades nas estruturas das ondas entre as duas regiões. Porém, a principal
diferença reside no campo da divergência horizontal e o campo de movimento vertical
associado.
Kagano (1979) fez um estudo climatológico na Região da Amazônia, utilizando
os dados de radiossondagem das estações de Manaus e Belém, no período de 1968 a
1976. Nesse estudo, ela observou variações quase periódicas nos campos de vento e
umidade, nas duas estações. Ela observou uma periodicidade de 3 a 5 dias nos campos
de vento, e regiões de máximas umidades próximos dos cavados, características
similares àquelas apresentas pelas Ondas nos Ventos de Leste descritas por Riehl
anteriormente. Com isso, concluiu que esses sistemas também afetam o clima da Região
Amazônica.
20
Para Barry e Chorley (1982), existem vários tipos de ondas viajando para oeste
nas correntes de leste equatoriais e tropicais. As diferenças entre elas devem-se,
provavelmente, às variações regionais e sazonais na estrutura da troposfera tropical. O
comprimento dessas ondas estão, aproximadamente, entre 2000 e 4000 km, seu ciclo de
vida de 1 a 2 dias e sua velocidade de 6 a 7º de longitude por dia.
A análise de características ondulatórias básicas de distúrbios equatoriais de
leste no Atlântico Tropical Sul (ATS) para o ano de 1979, através de dados do National
Meteorological Center (NMC) e dados de ROLE, realizada por Chan (1990), mostrava a
propagação de distúrbios ondulatórios de leste por meio de diagramas tipo Hovmöller,
com velocidade de fase entre 10 a 12 m s-1, período de 5 a 6 dias e comprimento de
onda entre 4800 e 6200 km, durante o ano todo. A análise de espectro de potência da
componente meridional do vento, apresentou picos entre 3 e 5 dias em 5°S, enquanto
que os espectros cruzados indicavam: entre março e maio, ondas propagando-se para
oeste com velocidade de fase de 9,5 m s-1 e comprimento de 3300 km; e entre junho e
agosto, ondas propagando-se com velocidade de fase de 15 m s-1 e comprimento de
5200 km.
As investigações de distúrbios ondulatórios de leste no Atlântico Tropical
realizados por Espinoza (1996) para o período de 1980 à 1989 apresentaram, através de
técnicas das Funções Ortogonais Empíricas (EOF) e das Funções Ortogonais Empíricas
Estendidas (EEOF) aplicadas na componente meridional do vento extraído das análises
do ECMWF (European Centre for Medium Range Weather Forecasting), distúrbios
durante o ano todo, com características sazonais diferentes. Durante os meses de junho a
agosto as ondas apresentaram: comprimento entre 3500 a 4000 km; velocidade de
propagação de 10 a 13 m s-1; inclinação horizontal de sudoeste para nordeste; e
inclinação vertical para leste entre 1000 e 700 hPa e para oeste entre 700 e até 500 hPa.
Machado et al. (1996) desenvolveram um estudo sobre a nebulosidade da
América do Sul, utilizando dados de ROLE, dados nível B3 do International Satellite
Cloud Climatology Project (ISCCP), visando estudar as flutuações de ROLE associadas
com as escalas diurnas e interdiurnas. No caso específico destas variabilidades
interdiurnas, os autores argumentam que a fonte destes eram os DOLs. A análise do
espectro de potência dos dados de ROL, na costa litorânea do NEB, mostrou que existe
um pico de energia associado aos fenômenos atmosféricos com escala de 4-5 dias, que é
característica dos DOLs (Chan, 1990 e Machado et al., 1996).
21
Mota (1997) Utilizando dados de temperatura virtual (Tv), umidade relativa (UR)
nos níveis padrões de 1000 à 300 hPa e componentes horizontais do vento (as
componentes zonal u e meridional v) do National Meteorological Center (NMC), para o
período de Junho a Agosto de 1994, encontrou um total de 13 distúrbios no NEB, onde
esses 13 atuaram tanto no Equador como em torno de 5ºS. Porém, em 10ºS, 3 desses
distúrbios se dissiparam, restando portanto 10 casos. O nível de 700 hPa mostrou-se ser
aquele em que as oscilações apresentaram-se mais intensas durante o período
investigado. Os parâmetros médios estimados entre as latitudes de 10°S a 0°,
respectivamente, foram: período de 3,5 a 3,8 dias; velocidade de fase 9,8 a 11,6 m s-1; e
comprimento de onda 2900 e 3800 km.
Coutinho (2001) utilizou o método de mudança do sinal da componente
meridional do vento, entre as camadas de 850-700, 700-500 e 850- 500 hPa, associada
com alta umidade específica e usando dados das reanálises do European Centre
Medium-Range Weather Forecast (ECMWF), juntamente com as radiossondagens do
Centro de Lançamento de Alcântara (CLA) no Período de 1988 a 1997. Esse método
revelou a presença de DOLs durante todo o ano com intervalo de tempo de 3-6 dias,
ocorreram 64 eventos na camada de 850-700 hPa, 96 em 700-500 e 100 na camada de
850-500 hPa, onde todos apresentaram alta umidade específica, além de nebulosidade
sobre Alcântara, com valores em torno de 80%.
Molion e Bernardo (2002), ao descrever a dinâmica das chuvas na Região NEB,
propuseram que as POAs, fazem parte dos principais mecanismos dinâmicos de
mesoescala produtores de chuva na Região. De acordo com esse estudo, os processos de
formação dessas perturbações são: entrada de sistemas frontais (de ambos os
hemisférios) em latitudes tropicais e complexos convectivos de mesoescala na Região
da ZCIT e Costa Africana. Ambos os processos “perturbam” os Ventos Alísios e dão
origem às POAs. Nesse estudo, eles deduziram que essas perturbações se propagam
para oeste com velocidade de 6 a 8º de longitude por dia, resultado similar ao
encontrado por Riehl (1954), Barry e Chorley (1982) e Chan (1990).
No mesmo estudo Molion e Bernardo observam que, algumas vezes, essas
perturbações não se desenvolvem sobre o oceano por causa da inversão psicrotérmica
presente sobre os Ventos Alísios. Entretanto, quando se aproximam da Costa do NEB,
podem se desenvolver devido à intensificação da convergência do fluxo de umidade e
ao contraste térmico entre oceano e o continente.
22
Alguns autores citam similaridades entre os fenômenos POAs (Perturbações
Ondulatórias Nos Alísios) e as LI (Linhas de Instabilidade), porém existem algumas
diferenças entre eles. As LI são sistemas que se originam próximo à costa e podem ou
não adentrar o continente, causando precipitação. Já as POAs são sistemas que se
desenvolvem no campo dos Alísios, após a ocorrência de perturbações em seu
escoamento básico, geralmente são originados na costa oeste da África ou mesmo no
Oceano Atlântico. Ganham força próximo ao continente, devido às condições favoráveis
a seu desenvolvimento próximo à costa.
2.3 – INTERAÇÕES OCEANO-ATMOSFERA.
2.3.1 – OCEANO PACÍFICO
2.3.1.2 – EL NIÑO – OSCILAÇÃO SUL (ENOS).
O ENOS é um fenômeno de escala global relacionado a um forte acoplamento
oceano-atmosfera, que se manifesta sobre o Oceano Pacífico, e causa variabilidade no
tempo e no clima global em escalas interanuais, em diversas regiões, entre elas o Brasil.
Consiste de duas componentes, uma oceânica e outra atmosférica.
A componente oceânica é representada pelo El-Niño (La Niña) que é o
aquecimento (resfriamento) anômalo das águas superficiais no Pacífico Leste e a
componente atmosférica, a Oscilação Sul (OS) (flutuação no campo de pressão entre as
regiões da Alta Subtropical do Pacífico Sudeste e a Baixa Pressão da Indonésia). A
medida da OS é dada pelo Índice de Oscilação Sul (IOS), que se caracteriza como uma
"gangorra barométrica" é definido pela diferença normalizada no campo das pressões ao
nível do mar (PNM) entre as estações de Tahiti no Pacífico Sul e Darwin no norte da
Austrália. O ENOS possui duas fases opostas: a fase quente (El Niño) e fase fria (La
Niña).
As condições associadas aos episódios El Niño caracterizam-se pela
manifestação de anomalias de temperatura da superfície do mar (TSM) positivas sobre o
Pacífico centro-leste, Alísios mais fracos do que o normal e IOS negativo. Essas
condições se invertem durante os episódios de La Niña, ou seja, observam-se anomalias
negativas de TSM sobre o Pacífico centro-leste, Alísios mais intensos do que o normal e
IOS positivo.
23
(a)
(b)
Figura 8: Esquematização da Célula de Walker, (a) sob condições normais e (b) modificada, em
associação as condições de El Niño. Fonte: Souza, 1998.
Os eventos ENOS têm grande influência sobre os sistemas produtores de chuva
já que afetam o posicionamento longitudinal dos ramos ascendentes da Célula de
Walker (Figura 8). Em episódios de El Niño, seu ramo ascendente principal se
posiciona sobre as águas aquecidas do Pacífico e causa subsidência e alta pressão sobre
o Norte da América do Sul, bloqueando a ZCIT mais ao norte e os SFHS e ZCAS mais
ao sul, o que provocam secas severas na Região. Já os eventos de La Niña, parecem
estar associados á intensificação dos ramos ascendentes da Célula de Walker sobre os
continentes, aumentando os totais pluviais.
ÍNDICE MULTIVARIADO DE ENOS
Figura 9: Serie temporal do Índice Multivariado de ENOS (adaptada de Wolter e Timlin, 1998).
http://www.esrl.noaa.gov/psd/people/klaus.wolter/MEI/
O IME (Índice Multivariado do ENOS) foi elaborado com o intuito de se fazer o
monitoramento dos eventos de ENOS. Este índice é composto de seis variáveis
principais observadas no Pacífico Tropical, são elas:
24
- PNM, TSM, Componente zonal e meridional do vento em superfície,
Temperatura do ar em superfície e Fração de nebulosidade total do céu
O IME é computado separadamente para cada um dos doze meses do ano e pode
ser expresso como médias bimestrais. A Figura 9 reproduz a variação com o tempo do
Índice Multivariado de ENOS, descrito e elaborado por Wolter e Timlin (1998). Os
valores negativos do IME representam a Fase Fria do ENOS (La Niña) e os valores
positivos representam a Fase Quente do ENOS (El Niño).
2.3.1.2 – OSCILAÇÃO DECADAL DO PACÍFICO (ODP).
A Oscilação Decadal do Pacifico (ODP) descrita primeiramente por Mantua et
al. (1997) são oscilações nas temperaturas da superfície do mar do Oceano Pacifico
Tropical que persistem em média por 20 a 30 anos. Apresentam duas fases (Figura 10),
a fase fria é caracterizada por anomalias negativas de TSM no Pacífico Tropical e,
simultaneamente, anomalias de TSM positivas no Pacífico Extratropical em ambos os
hemisférios. A última fase fria ocorreu no período 1947-1976. Já a fase quente
apresenta configuração contrária, com anomalias de TSM positivas no Pacífico Tropical
e negativas no Pacífico Extratropical. No século passado, ocorreram duas fases quentes,
uma entre 1925-1946 e outra entre 1977 a 1998. No que se refere à temperatura da
superfície do mar, a ODP apresentou uma amplitude entre suas fases que não
ultrapassou 2ºC.
(a)
(b)
Figura 10: Padrões de TSM e ventos associados às fases (a) Quente e (b) Fria da ODP. (Fonte dos dados:
http://www.esrl.noaa.gov).
25
Molion (2005) Observou uma maior freqüência e intensidade dos eventos de La
Niña (El Niño) entre 1947-1976 (1977-1998), fase fria (quente) da ODP, assim como
uma redução (aumento) nas temperaturas médias globais.
Sousa et al. (2008) analisando dados diários de precipitação de 1941 a 2004 na
usina Cruangi em Timbaúba, costa leste do NEB concluiu que esta região sofre grande
influencia da ODP, onde, ficou claro uma redução nos totais anuais, mensais, desvio
padrão anual, no período e até nos dias chuvosos na fase fria em relação à fase quente
da Oscilação Decadal do Pacífico.
2.3.2 – OCEANO ATLÂNTICO
2.3.2.1 – GRADIENTE INTER-HEMISFÉRICO
O Oceano Atlântico Tropical tem demonstrado como uma de suas
características, a influência no período chuvoso de suas regiões adjacentes. Uma dessas
é conhecida como Gradiente Inter-Hemisférico, denominado primeiramente como
Dipolo do Atlântico e posteriormente de Gradiente Inter-Hemisférico. Este fenômeno
apresenta duas fases: Positiva e Negativa, estas fases “modulam” o posicionamento da
banda de nebulosidade e precipitação associada à ZCIT. O eixo principal da ZCIT tende
a posicionar-se, preferencialmente, sobre a região para onde está direcionado o
gradiente térmico. Por exemplo, na fase positiva (anomalias positivas de TSM na Bacia
Norte e negativas na Bacia Sul) o gradiente térmico aponta para o Hemisfério Norte,
conseqüentemente, as anomalias positivas de precipitação associada à ZCIT
posicionam-se, predominantemente, ao norte do Equador. Por outro lado, na fase
negativa (anomalias negativas de TSM na Bacia Norte e positivas na Bacia Sul) o
gradiente térmico aponta para o Hemisfério Sul, e as anomalias positivas de
precipitação associada à ZCIT tendem a posicionar-se, predominantemente, ao sul do
Equador.
Quando as águas no Atlântico Norte estão mais frias (quentes) que o normal, o
sistema de alta pressão do Atlântico Norte e os ventos alísios de Nordeste intensificamse (enfraquecem). Se neste mesmo período o Atlântico sul estiver mais quente (frio) que
o normal, o sistema de Alta pressão do Atlântico sul e os alísios de Sudeste se
enfraquecem (intensificam). Este padrão favorece o deslocamento da ZCIT para
posições mais ao sul (norte) da linha do Equador (Figura 11), e é propicio a ocorrência
26
de anos chuvosos ou muito chuvosos (secos ou muito secos) para parte do Norte e o
Nordeste do Brasil.
(a)
(b)
Figura 11: Interação da ZCIT com a TSM na estação chuvosa (a) e seca (b) no N e NE do Brasil.
(Disponível em www3.funceme.br/.../bol_elnino_nov2002.htm).
Segundo Wagner (1996) o padrão inverso de anomalias de TSM característico
de um Dipolo gera a manifestação de um gradiente térmico meridional e interhemisférico em baixos níveis troposféricos sobre o Atlântico equatorial.
Moura e Shukla (1981), utilizando um MCGA (Modelo de Circulação Geral da
Atmosfera) com resolução espacial de 4º x 5º de latitude-longitude e 9 níveis na
vertical) integrado por 3 meses com a condição de contorno inferior dada pelo campo de
TSM em configuração de Dipolo, encontraram resultados que levaram os autores a
postularem a existência de uma circulação anômala termicamente direta, no sentido
meridional, com movimento anômalo ascendente sobre a região, contendo TSM
anomalamente positiva (fonte de calor) e em contra-partida, movimento anômalo
descendente sobre a região, contendo TSM anomalamente negativa (sumidouro de
calor).
Andreoli & Kayano (2007) reexaminaram as anomalias de precipitação no NEB
considerando os efeitos do El Niño-Oscilação Sul (ENOS) e do Atlântico Tropical (AT)
na estação anterior à estação chuvosa do NEB. Na ausência de anomalias de TSM
significativas no AT, durante a fase inicial e de desenvolvimento do ENOS, em
dezembro, janeiro e fevereiro, entenderam que as anomalias na precipitação são
ocasionadas, possivelmente, por padrões de teleconexões associados ao rearranjamento
27
da célula de Walker, e em março, abril e maio, por padrões de teleconexões
extratropicais. Simultâneos ENOS e anomalias de TSM significativas no AT atuaram
para aumentar ou diminuir as anomalias de precipitação. Anomalias de TSM de mesmo
sinal no ATS e Pacífico leste, enfraqueceram os padrões de precipitação no NEB.
Esse gradiente térmico, agindo em conjunto com os padrões anômalos de vento e
pressão a superfície, influenciam a intensidade e migração norte-sul da Zona de
Convergência Intertropical (ZCIT) sobre o Atlântico Tropical (Nobre e Shukla, 1996) e,
portanto, influenciam o clima e a distribuição espacial e temporal da precipitação de
algumas áreas continentais adjacentes, tais como: as regiões do Sahel (Parker et al.,
1988) e Ghana (Ankomah e Cordery, 1994) localizadas na África e, ainda, o Leste da
Amazônia (Aves e Repelli, 1994; Nobre e Shukla, 1996).
2.3.2.2 – OSCILAÇÃO DO ATLÂNTICO NORTE (OAN)
A OAN é uma flutuação no campo de pressão ao nível do mar entre a Baixa da
Islândia e a Alta Subtropical do Atlântico Norte (Alta dos Açores). Tem uma grande
influência nas anomalias meteorológicas e na variabilidade no clima na Europa
Ocidental, é considerada de alta freqüência, pois sua variação dura questão de meses, é
um modo dominante de variabilidade climática no inverno, estendendo-se da América
do Norte central até a Europa, atingindo também o norte da Ásia.
A intensidade da OAN é descrita pelo índice de Oscilação do Atlântico Norte. O
índice da OAN é a diferença de pressão ao nível do mar entre duas estações
meteorológicas situadas perto dos centros da Baixa Pressão da Islândia e do Anticiclone
dos Açores. A estação de Stykkisholmur (na Islândia) é usada como a estação a Norte,
enquanto, que as estações de Ponta Delgada (Açores), Lisboa (Portugal Continental) ou
Gibraltar podem ser utilizadas como a estação a Sul.
A OAN apresenta duas fases, positiva e negativa. A fase positiva Figura 12 (a)
que tem como característica um centro de alta pressão subtropical mais intenso que o
habitual e uma Baixa Pressão mais intensa que o normal sobre a Islândia. O aumento da
diferença de pressão resulta num maior número e mais intensas tempestades de Inverno
atravessando o Oceano Atlântico numa trajetória mais a meridional, atingindo o norte
da Europa. Nestas condições, os invernos são mais quentes e úmidos na Europa e leste
dos EUA e mais frios e secos no norte do Canadá e Groenlândia.
28
A fase negativa da OAN Figura 12 (b) apresenta o Anticiclone Subtropical e a
Baixa da Islândia pouco intensos. A redução do gradiente de pressão resulta num menor
número de tempestades, de menor intensidade e com trajetória mais zonal, atingindo o
sul da Europa, mar mediterrâneo e norte da África. Neste caso têm-se invernos mais
úmidos no Mediterrâneo e mais frios no norte da Europa e no leste dos EUA e
temperaturas de inverno mais amenas na Groenlândia.
(a)
(b)
Figura 12. Esquema da trajetória de sistemas frontais sobre influencia da OAN (a) positiva e (b)
negativa. (Fonte: Climatic Research Unit, University of East Anglia, Norwich - U.K).
2.3.2.3 – OSCILAÇÃO MULTIDECADAL DO ATLÂNTICO (OMA)
A OMA é uma oscilação de baixa freqüência que ocorre na TSM do Oceano
Atlântico Norte, essas modificações ocorrem entre o equador (aproximadamente o
Golfo do México) e a Groenlândia geralmente em torno de 0º N a 70º N. Apresenta duas
fases (Figura 13), fase fria e fase quente, com uma duração característica de 20 a 40
anos cada uma, este fenômeno altera as temperaturas da superfície do mar,
influenciando as correntes marítimas que levam calor dos trópicos à Europa.
Estudos indicam que a OMA tem afetado as temperaturas do ar e a precipitação
sobre grande parte do Hemisfério Norte, em particular, na América do Norte e Europa.
Ela está associada a mudanças na freqüência de secas na América do Norte, quando a
OMA está em sua fase quente, estas secas tendem a ser mais freqüentes e prolongadas e
vice-versa para situações em que a OMA esta em sua fase fria. Reflete-se também na
freqüência de furacões do Atlântico Norte, uma vez que em sua fase quente os furacões
29
tendem a aumentar o numero de ocorrências assim como uma maior intensidade no
Golfo do México, observando-se o contrario em sua fase fria.
Segundo D’aleo (2008) a diminuição da camada de gelo ocorrido na Groelândia,
nos últimos anos, esta associada à fase quente da OMA, uma vez que o degelo
observado a partir do fim da década de 90 se equipara ao ocorrido entre as décadas de
20 e 40 e evidencia que esse tipo de mudança no Pólo Norte é decorrente de causas
naturais e não pela intensificação do efeito estufa decorrente da maior liberação dos
Gases do Efeito Estufa. Este autor notou também, que quando o Atlântico Norte passa
pela sua fase de aquecimento, como agora, aumenta a temperatura em Godthab Nuuk –
capital da Groenlândia – e derretem as geleiras. Foi assim entre os anos 20 e 40 e está
sendo assim nos últimos dez anos.
Figura 13. Serie temporal do Índice de Oscilação Mutidecadal do Atlântico (OMA) de 1856 – 2008.
(Fonte dos dados: http://www.esrl.noaa.gov).
30
3 – MATERIAIS E MÉTODOS
_______________________________________________________________
3.1 – MATERIAIS UTILIZADOS
Para o estudo de períodos com maior ocorrência de Eventos Extremos de
Precipitação no Leste da Amazônia, foram utilizados:
Dados de Precipitação observados em cinco estações de superfície (Belém,
Breves, Altamira, Tucuruí e Marabá), pertencentes ao Instituto Nacional de
Meteorologia (INMET), no Estado do Pará.
Em adição o conjunto de dados de precipitação da University of Delawere
(UDEL), que agrupou registros de médias anuais e mensais de cerca de 1.100 a
14.800 estações pluviométricas de estações da Global Historical Climate
Network (GHCN). Essa relativa densidade de dados observados de chuva
permitiu sua interpolação em pontos de grade de 0.5° X 0.5°, centrados em
0.25°, utilizando um algoritmo baseado no método de atribuição de pesodistância (Shepard, 1968; Willmott et al., 1985) para o período compreendido
entre 1950-1999.
Dados de reanálises disponíveis no ESRL/PSD/NOAA (Earth System Research
Laboratory, Physical Science Division, National Oceanic Administration
Atmosferic) de: Anomalias de radiação de onda longa emergente (ROLE), em
pontos de grade de 2,5º X 2,5º. Temperatura da superfície do mar (TSM),
reconstruída com resolução de 2º X 2º, aproximadamente 220 km de distância.
Componente dos ventos meridional e zonal em 1000 mb. Seções verticais de
Omega em pontos de grade de 2,5° X 2,5°, que correspondem a uma distância de
275 km aproximadamente. Linhas de corrente e divergência em 850 mb.
Índices oceânico-atmosféricos da Oscilação Decadal do Pacífico (ODP),
Oscilação Multidecadal do Atlântico (OMA), Índice de Oscilação Sul (IOS),
Oscilação do Atlântico Norte (OAN) e Índice Multivariado de ENOS (IME).
Disponível no Climate Predict Center/ National Centers for Environmental
Prediction e Earth System Research Laboratory, Physical Science Division.
Imagens do satélite MSG2 EUMETSAT, canal infravermelho, disponíveis na
University of Dundee.
31
3.2 – ÁREA DE ESTUDO
A região de estudo está localizada no Estado do Pará, onde, selecionaram-se
cinco estações de forma que fossem representativas de uma área que compreende o leste
da Amazônia. A localização dessas estações está contida na Tabela 1 e exibidas na
Figura 14, a seguir.
TABELA 1. Estações meteorológicas das regiões selecionadas
ESTAÇÃO
LAT.
LONG.
Belém
01°27’S
48°28’W
Breves
01°40’S
50°29’W
Altamira
03°12’S
51°12’W
Tucuruí
03º43’ S
49º43’W
Marabá
05°21’S
49°09’W
Figura 14. Mapa de localização dos postos pluviométricos do Estado do Pará.
32
3.3 – SOFTWARES UTILIZADOS
Para a construção dos gráficos de chuva, foi utilizado o software EXCEL na
versão Open Office. Os campos das variáveis meteorológicas foram construídos
utilizando o software meteorológico Grid Analysis and Display System (GrADS) e,
para a geração dos gráficos relativos a análise espectral, foi utilizado o software
estatístico adequado.
3.4 – MÉTODOS UTILIZADOS
Após a obtenção dos dados, foi feita a distribuição da precipitação diária em
freqüências, para a Cidade de Belém, permitindo assim analisar o padrão das chuvas e o
período de maior ocorrência de Eventos Extremos de Precipitação. O valor considerado
foi de totais diários iguais ou superiores a 30 mm, esse valor foi obtido a partir do
decêndio superior dos dias chuvosos. Vale lembrar que esse valor é bastante
representativo para eventos extremos de chuva, principalmente para esta região, uma
vez que as características da precipitação são no estilo pancadas de chuva.
Foram feitas correlações simultâneas entre os índices da OAN, OS, OMA, ODP
e IME. O coeficiente de correlação usado foi o de Pearson, que é conhecido como
correlação ordinária ou correlação linear. É uma ferramenta simples e eficiente para
estimar o grau de relacionamento entre variáveis quaisquer. Os valores da correlação
estão limitados entre -1 e 1. Após algumas modificações, a seguir, a fórmula final do
coeficiente de correlação de Pearson:
n
∑ ( x ′. y ′ )
i
r =
i
i
n
n
∑ ( x ′ ) .∑ ( y ′ )
2
i
i
2
i
i
Para qual, “i” é o ano inicial, “n” o ano final, “x'i” é o desvio do índice e “y'i” o desvio
das grandezas meteorológicas.
A partir disso, se as duas variáveis correlacionadas apresentarem uma reta
crescente (decrescente), a correlação é positiva (negativa), ao maior grau de associação,
33
é atribuído o valor 1 (-1). Para uma melhor interpretação foi criada a Tabela 02 onde são
mostradas as diferentes classes com os valores de associação entre as variáveis e suas
respectivas interpretações.
A correlação apenas dá uma noção do grau de relacionamento das variáveis,
porém não implica uma relação de causa e efeito. Utilizou-se, então, um teste de
hipótese para avaliar os valores das correlações e determinar a significância estatística
dos resultados obtidos, isto é, o nível de significância dos coeficientes de correlação.
TABELA 2: Valores e interpretação da correlação.
Valor da correlação (+ ou -)
0,00 a 0,19
0,20 a 0,39
0,40 a 0,59
0,60 a 0,89
0,89 a 1
Interpretação
Muito fraca
Fraca
Moderada
Forte
Muito forte
Utilizou-se o método de Monte Carlo (LIVEZEY E CHEN, 1983) para se ter o
campo da estatística da correlação, que é calculado a partir da relação entre o grau de
liberdade (nesse caso, os anos) e os valores dos coeficientes das correlações. Essa
técnica determina o quão significativos são os resultados. A Tabela 3 mostra os
resultados do cálculo dos níveis de significância em relação aos valores das correlações
e o grau de liberdade.
TABELA 3: Graus de liberdade e os níveis de significância dos coeficientes de
correlação. Fonte: Extendida de ESRL/PSD/NOAA.
Graus de Liberdade
2
3
4
5
6
7
8
9
10
11
12
13
0,900
1,000
0,904
0,801
0,713
0,644
0,588
0,544
0,508
0,477
0,451
0,427
0,408
0,950
1,000
0,920
0,830
0,760
0,700
0,650
0,610
0,570
0,540
0,514
0,491
0,471
0,980
1,000
0,950
0,890
0,830
0,770
0,730
0,690
0,650
0,620
0,592
0,567
0,546
0,990
1,000
0,980
0,940
0,890
0,840
0,800
0,760
0,730
0,700
0,671
0,647
0,604
1,000
1,000
0,990
0,960
0,920
0,880
0,840
0,810
0,780
0,750
0,719
0,695
0,652
34
14
15
16
17
18
19
20
21
22
23
24
25
26
27
28
29
30
31
32
33
34
35
36
37
38
39
40
41
42
43
44
45
0,390
0,375
0,362
0,350
0,339
0,329
0,319
0,310
0,302
0,295
0,289
0,282
0,276
0,270
0,265
0,260
0,255
0,250
0,246
0,242
0,238
0,235
0,231
0,228
0,225
0,222
0,219
0,216
0,213
0,210
0,208
0,206
0,453
0,437
0,423
0,410
0,398
0,387
0,377
0,367
0,358
0,350
0,343
0,336
0,329
0,322
0,316
0,311
0,305
0,300
0,295
0,291
0,286
0,282
0,278
0,274
0,271
0,237
0,264
0,260
0,257
0,254
0,251
0,248
0,526
0,509
0,493
0,478
0,465
0,453
0,441
0,431
0,421
0,411
0,403
0,395
0,387
0,380
0,373
0,366
0,360
0,354
0,349
0,343
0,338
0,333
0,329
0,324
0,320
0,316
0,312
0,308
0,304
0,300
0,294
0,294
0,604
0,585
0,568
0,552
0,538
0,524
0,512
0,500
0,489
0,479
0,469
0,460
0,451
0,443
0,436
0,428
0,421
0,415
0,408
0,402
0,369
0,391
0,385
0,380
0,375
0,370
0,366
0,361
0,357
0,353
0,349
0,345
0,652
0,63
0,62
0,599
0,584
0,570
0,557
0,545
0,533
0,522
0,512
0,503
0,493
0,485
0,476
0,469
0,461
0,454
0,447
0,441
0,434
0,428
0,423
0,417
0,412
0,407
0,402
0,397
0,392
0,388
0,384
0,379
Por exemplo, dado o grau de liberdade, cerca de 39 anos, os testes do nível de
significância indicaram que, para um coeficiente de correlação com valor em módulo de
0,37, tem-se uma significância de 99% de chance que as variáveis realmente estejam
correlacionadas.
Após a seleção de trimestres com intensa ocorrência de Eventos Extremos de
Precipitação, foram gerados campos de TSM, vento e anomalias de ROLE, de regiões
representativas para a área de estudo. Em adição a isso, totais diários de chuva,
registrados nas estações do INMET. Um estudo de caso foi selecionado com o intuito de
se fazer o acompanhamento do sistema atuante entre os dias 29 de maio e 02 de junho
de 2009
35
Por fim, usou-se a técnica de Análise de Séries Temporais, que consiste em um
conjunto de técnicas ou métodos estatísticos utilizados para se entender uma série
temporal ou compreender como foi formada e/ou estruturada. Existem várias técnicas
para se fazer esse estudo, optou-se pela transformada de ondeletas (TO).
A transformada em ondeletas constitui em um instrumento matemático através
do qual é possível projetar o sinal em diversas escalas (Daubechies, 1992). Existem dois
tipos de funções ondeletas, a discreta e a contínua.
Dentre as ondeletas discretas mais conhecidas estão: a de Haar, Daubechies,
Meyer, dentre outras. A ondeleta contínua mais conhecida é a de Morlet, a qual sendo
complexa permite também a análise da fase e do módulo do sinal. A ondeleta do
chapéu-mexicano, também é muito mencionada na literatura pelo nome de Derivada
segunda da Gaussiana (pelo símbolo em inglês, DOG), mas geralmente é utilizada sem
parte complexa.
Neste trabalho foi usada a ondeleta continua de Morlet, que, foi escolhida,
devido ser uma função complexa, que possui características semelhantes a dos sinais
meteorológicos que se desejam analisar, e fornece muitas informações sobre o sinal, tais
como o módulo com a densidade de energia, a fase em cada instante e a parte real dos
coeficientes das ondeletas. A função de Morlet é descrita pela seguinte equação:
ψ (t ) = e
iK t
e
−t 2 / 2
Para qual “K” é a freqüência adimensional Morlet e “t” é parâmetro adimensional no
tempo.
Geradas as figuras da TO, foi feita a análise da precipitação mensal no período
de 1989 a 2008, para Belém, Altamira e Marabá. Não foram geradas figuras da TO para
as estações Breves e Tucuruí, devido às mesmas não conterem uma série contínua de
dados de chuva nesse período.
36
4 – RESULTADOS E DISCUSSÕES
_______________________________________________________________
4.1 – CARACTERIZAÇÃO DA PRECIPITAÇÃO EM BELÉM – PA (LESTE DA
AMAZÔNIA).
Foi feita uma análise estatística da precipitação diária para a Cidade de Belém no
período de janeiro de 1989 a junho de 2009, correspondente a 7.468 dias, que incluiu a
distribuição de freqüência em classes de precipitação, ou seja, dias sem chuva e dias
chuvosos com totais entre as classes 0,1-4,9 mm, 5,0-9,9 mm, 10,0-19,9 mm, 20,0-29,9,
30,0-39,9 mm, 40,0 a 49,9 mm e igual ou superior a 50,0 mm.
7%
3%
2%
2%
27%
15%
13%
31%
Figura 15: Distribuição do total de dias pelos dias com e sem chuva e suas respectivas classes: 27% (0
mm), 31% (0,1 e 4,9 mm), 13% (5,0 e 9,9 mm), 15% (10,0 e 19,9 mm), 7% (20,0 e 29,9 mm), 3% (30,0 e
39,9 mm), 2% (40,0 e 49,9 mm) e 2% (igual ou superior a 50 mm) em Belém - PA. (Fonte dos dados:
INMET).
A Figura 15 mostra a distribuição do total de dias sem e com chuva em suas
respectivas classes. Observa-se que, em 27% dos dias, não ocorreu precipitação no
período de estudo. Dentre os dias chuvosos, a classe 0,1 e 4,9 mm apresentou o maior
percentual, com 31% do total, sugerindo que fenômenos de pequena escala, tais como
convecção local e brisa, predominem nos dias chuvosos, particularmente durante o
período de precipitação mais baixa, meses de junho a novembro. Outro aspecto
interessante é que os dias com chuva entre 10,0 e 19,9 mm foram superiores aos dias
com chuva entre 5,0 e 9,9 mm, com 15% e 13 %, respectivamente. Considerando que o
total de dias de precipitação é grande, essa diferença é estatisticamente significante ao
nível superior a 90%. Isso sugere que exista uma preferência para convecção mais
37
desenvolvida, quando comparada com a convecção local, possivelmente associada a
fenômenos de meso e macro escalas. Totais diários com valores iguais ou superiores a
30 mm, que é o valor de referência usado para o estudo, corresponderam a 7 % do total
de dias.
Os dias chuvosos corresponderam a 5.490 eventos, ou seja, 73 % do total de dias
na série. Na Figura 16, em que estão representadas as classes dos totais pluviométricos
dos dias chuvosos, os dias com precipitação entre 0,1 e 4,9 mm corresponderam a 42%
e, os da classe 10,0 mm a 19,9 mm corresponderam a 21%. Dias com totais superiores
a 30 mm somaram 10%, sugerindo ocorrência de convecção profunda, possivelmente
organizada por fenômenos de mesoescala, como as LI e POAs, e de macroescala, como
a ZCIT.
5%
2% 3%
9%
42%
21%
18%
Figura 16: Distribuição das classes de chuva dos dias chuvosos: 42% (0,1 e 4,9 mm), 18% (5,0 e 9,9
mm), 21% (10,0 e 19,9 mm), 9% (20,0 e 29,9 mm), 5% (30,0 e 39,9 mm), 2% (40,0 e 49,9 mm) e 3%
(igual ou superior a 50 mm) em Belém – PA. (Fonte dos dados: INMET).
A Figura 17 a seguir representa a distribuição mensal da freqüência de eventos
de precipitação igual ou superiores a 30 mm por dia. Os meses com maior ocorrência de
chuvas dessa classe foram abril, com 95 casos, seguido de março, com 91, e fevereiro,
com 78, ou seja, 264 casos, 51% num total de 517 eventos. Esse é o período do ano em
que a ZCIT está no seu posicionamento extremo, mais ao sul do equador e é a
responsável pela organização da convecção. Já, os meses que apresentaram menor
número de eventos nessa classe foram julho a novembro com um total de 60 casos, o
que correspondeu a 12% do total de eventos, destacando-se outubro, com apenas 9
casos.
38
Em seu regime anual, Belém mostrou duas estações ao longo do ano, o período
chuvoso que compreende os meses de dezembro a maio e o período menos chuvoso
entre os meses de junho a novembro. Esses dois períodos estão fortemente relacionados
ao posicionamento da ZCIT. No período mais seco, como a ZCIT está deslocada para o
norte, o ramo descendente da Circulação de Hadley no Hemisfério Sul é intensificado e
a subsidência associada inibe a convecção profunda, prevalecendo a convecção rasa,
Quantidade de eventos
presente o ano inteiro nessa região.
120
110
100
90
80
70
60
50
40
30
20
10
0
Out
Nov
Dez
Jan
Fev
Mar
Abr
Mai
Jun
Jul
Ago
Set
Meses do ano
Figura 17: Distribuição mensal de freqüência dos eventos de chuva igual ou acima de 30 mm por dia em
Belém - PA. (Fonte dos dados: INMET).
A Figura 18, a seguir representa a distribuição mensal da freqüência de eventos
de precipitação entre 0,1 mm e 4,9 mm por dia, entre 1989 e 2008, num total de 2291
eventos. Os meses com maior ocorrência de chuvas dessa classe foram maio, com 231
casos, seguido de setembro e junho com 213 e 212 casos, respectivamente. Esses 3
meses corresponderam a 29% dos casos. Já, os meses com menor ocorrência de chuvas
dessa classe, foram fevereiro, com 155 casos, novembro com 168 casos e julho e agosto
empatados com 181 eventos cada um. Somando-se fevereiro, novembro e julho ou
agosto (apenas um, para que o calculo seja trimestral) o total de eventos extremos
ocorridos neste período é de 22%.
A distribuição quase-uniforme de chuvas nessa classe sugere que a presença de
circulações regionais de microescala e escala local, tais como brisas e convecção local,
ocorram durante o ano inteiro nessa região, devido ao aquecimento diferencial e à
grande disponibilidade de energia. Por outro lado, a freqüência maior nos meses de
maio e junho é um indicativo que a subsidência, associada ao ramo descendente da
39
Célula de Hadley, predomine nesses meses e reduza as precipitações com altos totais
pluviais.
300
Quantidade de eventos
270
240
210
180
150
120
90
60
30
0
Out
Nov
Dez
Jan
Fev
Mar
Abr
Mai
Jun
Jul
Ago
Set
Meses do ano
Figura 18: Distribuição mensal de freqüência dos eventos de chuva entre 0,1mm e 4,9 mm por dia em
Belém - PA. (Fonte dos dados: INMET).
A Figura 19 representa o total anual de precipitação (azul) e total de precipitação
dos eventos extremos (vermelho), em mm. Os números indicam seu percentual em
relação ao total anual para os anos de 1989 a 2008.
Observa-se que, em média, essas precipitações extremas representaram 37% da
chuva anual da cidade de Belém, chegando a 43% em 1992, com destaque para os anos
de 1989 (ano mais chuvoso da série, com 3705,4 mm) e 2006 (segundo mais chuvoso,
com 3663,8 mm) que apresentaram 42% e 41%, ou seja, totais de 1562,6 mm e 1516,4
mm respectivamente. O ano menos chuvoso foi 1991, com 2385,8 mm, no qual os
eventos extremos contribuíram com 41% da precipitação, correspondente a 988,5 mm,
seguido por 1990 com um total anual de chuvas de 2451,3 mm e uma contribuição de
576,4 mm decorrentes de eventos extremos, o que corresponde a 24% da precipitação
anual desse ano.
Como visto na Figura 18, Belém apresentou um predomínio de chuvas de
intensidade fraca, entre 0,1 e 4,9 mm, durante o ano todo, o que leva a conclusão que a
ocorrência dos eventos extremos (10% do total de eventos) seja o principal responsável
pelos elevados índices pluviométricos nessa região.
Aparentemente, a freqüência de eventos extremos parece ter aumentado nos
últimos anos (Figura 19), observou-se que a partir de 2002, esse crescimento tem
ocorrido de forma significativa, com exceção o ano de 2007, que em seu início, estava
40
sob efeito de um fenômeno El-Niño. Esse aumento de eventos extremos, provavelmente
esta associado ao maior desenvolvimento de nuvens do tipo cúmulos e cumulonimbos,
que são as responsáveis por chuvas desse tipo.
4500
4000
Precipitação (mm)
3500
3000
2500
2000
42%
40%
43% 35%
41%
33%
1500
1000
42%
40%
39% 36%
33%
37% 36%
31%
35%
37%
41%
41%
35%
24%
500
0
1989
1991
1993
1995
1997
1999
2001
2003
2005
2007
Anos
Figura 19: Total anual de precipitação (azul) e total de precipitação dos eventos extremos (vermelho), em
mm. Os números indicam o percentual em relação ao total anual para os anos de 1989 a 2008 em Belém
do Pará. (Fonte dos dados: INMET).
Angell (2009), usando dados de 63 estações de radiossondagem, da rede mundial
para o período de 1958 a 2008, mostrou o resfriamento da alta troposfera tropical,
notoriamente a partir do final da década de 90, com a camada entre 300-100 mb
apresentando desvios negativos próximos a -2 °C.
Devido ao paulatino resfriamento da alta troposfera, as nuvens de
desenvolvimento vertical e convecção profunda, do tipo cumulonimbos, tendem a se
desenvolver mais, com seus topos atingindo alturas mais elevadas relativamente a
períodos mais quentes. Isso ocorre porque a diferença, entre a temperatura interna da
nuvem e a do seu entorno mais resfriado, aumenta e a nuvem apresenta maior
flutuabilidade.
O campo médio dos movimentos verticais em Pa.s-1 para os meses de fevereiro a
abril na seção compreendida entre 30º N - 30º S e 45º W - 50º W, foi mostrado nas
Figuras 20 e 21. Nessa seção está incluída a cidade de Belém, para a qual foram feitas
as análises de distribuição e o padrão das chuvas entre os anos de 1989 e 2008. O
período total foi dividido em dois, 1989-1998 e 1999-2009, cada um com 10 anos, e
admitindo a hipótese que a ODP mudou de sua fase quente para a nova fase fria em
41
1999. Assim, se tem 10 anos de dados em cada fase. Para uma melhor visualização e
localização, a linha branca tracejada corta o Estado do Pará ao meio, latitudinalmente.
Figura 20: Seção de Omega entre 1989 a 1998 em Pa.s-1, média para FMA na região compreendida entre
30ºN- 30ºS e 45ºW-50ºW. Fonte dos dados: ESRL/PSD/NOAA.
Figura 21: Seção de Omega entre 1999 a 2009 em Pa.s-1, média para FMA na região compreendida entre
30ºN- 30ºS e 45ºW-50ºW. Fonte dos dados: ESRL/PSD/NOAA.
Os movimentos verticais ascendentes (valores negativos) estão diretamente
ligados à formação de nuvens e, conseqüentemente à ocorrência de precipitação sobre a
região. Observou-se que, em ambos os períodos, os movimentos ascendentes
ultrapassam 200 hPa. Porém, entre 1989 e 1998, notou-se a presença de dois núcleos,
em baixos níveis, com valores entre -0,06, e na alta troposfera com valores entre -0,07 e
42
-0,08, além de uma grande extensão desses movimentos. O período entre 1999 e 2009
mostrou maior intensidade desses movimentos, em baixos níveis, apresentou um núcleo
de -0,08, e em altos níveis, -0,09, além de uma área mais extensa e com maior
intensidade nos movimentos descendentes entre 10º N e 22º N, devido a movimentos
compensatórios da dinâmica atmosférica. A maior intensidade dos movimentos no
segundo período ocorreu também devido ao estreitamento na área de influencia, uma
vez que com uma área menor, os movimentos verticais se intensificam e são mais
localizados.
Vale ressaltar que estudos recentes têm mostrado o aumento na ocorrência de
descargas atmosféricas (raios) principalmente na região Amazônica nos últimos 10
anos. Isso provavelmente está associado à maior intensidade dos movimentos verticais
ascendentes, assim como o maior desenvolvimento das nuvens cumulonimbus em
períodos que o Oceano Pacífico apresenta-se mais frio.
As hipóteses levantadas a partir das analises das Figuras 19, 20 e 21, de que nos
últimos anos o número de eventos extremos tem aumentado devido ao resfriamento da
troposfera superior e à maior intensidade dos movimentos ascendentes, assim como a
sua maior concentração, confirmou-se por meio da Figura 22, onde o número de eventos
extremos ocorridos no período total foi de 517. No término da fase quente da ODP
(1989-1998) ocorreram 245 eventos (47%) contra 272 (53%) eventos no início da nova
fase fria (1999-2008). Essa diferença, embora pequena, é significante estatisticamente a
um nível superior a 90% e representa um aumento de três eventos extremos por ano, em
média.
47%
53%
Figura 22: Distribuição de freqüência dos eventos extremos ocorridos em Belém - PA de 1989 a 1998
(vermelho) e 1999 a 2008 (azul). Os números representam o percentual dos períodos em relação ao total
de eventos.
43
4.2 – A PRECIPITAÇÃO E O CLIMA GLOBAL.
Figura 23: Correlação entre os totais anuais de precipitação da UDEL e os índices de Oscilação Decadal
do Pacífico (ODP), para o período entre 1950-1999. Fonte dos dados: ESRL/PSD/NOAA.
A correlação entre a precipitação da UDEL e a ODP (Figura 23), para o período
entre 1950 e 1999, mostrou variações significativas na América do Sul. Na fase fria da
ODP (1950 a 1976), ocorreu em média aumento (redução) nos totais anuais de chuva
nas regiões Norte e parte do Nordeste (regiões Sul e Sudeste), enquanto que, em sua
fase quente (1977 a 1998), houve redução (aumento) da precipitação anual nas regiões
Norte e parte do Nordeste (Sul e Sudeste).
É bom ressaltar que aumento (redução) na precipitação da região Amazônica, na
fase fria (fase quente) da ODP, é representativo para os totais anuais. Os acréscimos
(decréscimos) tendem a ocorrer no período chuvoso (seco), o mesmo acontecendo para
as regiões Sul e Sudeste do Brasil. Isso provavelmente ocorre devido o aumento dos
eventos de La-Niña (El-Niño) na fase fria (fase quente) da ODP.
Os resultados obtidos indicaram que, na fase fria da ODP, houve aumento de
eventos extremos de chuva, assim como maior freqüência de secas no período junhonovembro, no Leste da Amazônia.
44
Na Amazônia, a área de fronteira entre o NW do Estado do Amazonas, Roraima,
Colômbia e a Venezuela, assim como a região no Centro-Leste, em especial a faixa
entre 53º W e 60º W, são as que mostraram forte correlação (-0,6) com a Oscilação
Decadal do Pacifico. Na fase fria da ODP, essas áreas apresentaram acréscimos nos
totais pluviométricos anuais. Já, o extremo Leste da Amazônia (-0,2) e a área entre 63º
W e 70º W (Oeste do Amazonas) (0,2) apresentaram correlação fraca à moderada com a
ODP. Com 50 anos de dados, um coeficiente de correlação com módulo de 0,2
apresenta um nível de significância de 90%.
Figura 24: Correlação entre os totais anuais de precipitação da UDEL e o Índice de Oscilação Sul (IOS),
para o período entre 1950-1999. Fonte dos dados: ESRL/PSD/NOAA.
A correlação entre a precipitação da UDEL e o IOS (Figura 24), mostrou que
grande parte da Amazônia apresentou correlação com esse índice, principalmente o
Estado do Pará e o Oeste do Maranhão, onde notou-se que entre as longitudes de 52º W
e 57º W, as correlações atingiram valores superiores a 0,8 positivas, o que representa
uma correlação forte, com nível de significância de 99,5%. Isto quer dizer que, em
situações de IOS positivo (negativo), que representam condições de La-Niña (El-Niño),
ocorre um significativo aumento (redução) nos totais de chuva, em especial no Leste da
Amazônia.
O aumento nos totais pluviométricos nessa região ocorre, provavelmente, devido
à intensificação do ramo ascendente da célula de Walker sobre a Amazônia. Isto, por
45
sua vez, acontece quando a Alta do Pacífico Sul e a Baixa pressão na Indonésia estão
intensas, aumentando assim o gradiente de pressão horizontal entre elas, o que torna o
índice positivo. Por outro lado, se os ventos Alísios de NE estiverem mais intensos no
Atlântico Norte, acarretará um maior transporte de umidade advinda do Oceano
Atlântico, o que intensifica a evaporação e da condição para a ocorrência de intensa
convecção na região, assim como o posicionamento, mais na parte central do continente
Sul-Americano, da subsidência associada aos ramos descendentes da célula de Hadley.
Figura 25: Correlação entre os totais anuais de precipitação da UDEL e os índices da Oscilação do
Atlântico Norte (OAN), para o período entre 1950-1999. Fonte dos dados: ESRL/PSD/NOAA.
A Oscilação do Atlântico Norte (OAN) demonstrou correlação de fraca à
moderada com a precipitação na região Amazônica (Figura 25), observou-se que,
novamente, a região mais ao Centro-Leste da Amazônia (Oeste do Pará), mostrou
correlação oposta (-0,2) com o extremo Leste (0,2) e principalmente Oeste (0,2 a 0,4).
Nessa área, a OAN mostrou relação inversa com totais pluviométricos, enquanto nas
regiões Oeste e extremo Leste, a relação foi direta. Em outras palavras, a chuva na
região central, tendeu a aumentar em episódios em que tanto a Alta dos Açores ou Alta
do Atlântico Norte (AAN), quanto a Baixa da Islândia (BI) estiveram enfraquecidas. Já,
quando esses dois sistemas estiveram intensos, houve um aumento nos totais anuais de
precipitação para as regiões extremo Leste e, principalmente o Oeste da Amazônia.
46
Uma possível causa dessa relação se dá, de forma que, com a AAN e BI intensos
(fase positiva da OAN), o ATN, em geral, está com TSM abaixo do normal, isto por sua
vez, intensifica os Alísios de NE, que pode influenciar na penetração dos sistemas
frontais em latitudes equatoriais do HN. Se em adição a isso, o ATS estiver com
anomalias de TSM acima no normal, esses sistemas tendem a se aproximar da costa
Norte da América do Sul. A faixa central da Amazônia demonstra ter grande
sensibilidade a mudanças nos Oceanos Pacífico e Atlântico, mostrando assim a
influencia através de teleconexões oceano-atmosfera. Por outro lado, com o
enfraquecimento da AAN e da BI (fase negativa da OAN), os sistemas frontais se
posicionam mais ao norte. Dessa forma, é possível que eles, com condições atmosferaoceano favoráveis, interagem com a ZCIT que nessas condições, intensificam os pulsos
de perturbações, do estilo linhas de instabilidade e POAs, que se propagam para o
interior do continente e adentrem a parte central da Amazônia.
Figura 26: Correlação entre os totais anuais de precipitação da UDEL e os índices da Oscilação
Multidecadal do Atlântico (OMA), para o período entre 1950-1999. Fonte dos dados: ESRL/PSD/NOAA.
A correlação entre a OMA e a precipitação na Amazônia foi mostrada na Figura
26, onde se notou que esse índice apresentou relação direta, baixa, com as chuvas dessa
região. Os melhores coeficientes (entre 0,1 e 0,15) ocorreram na região de fronteira
entre o Amazonas, Roraima, Guiana, Venezuela e Colômbia, porém, sem significância
estatística. Por outro lado, o extremo Leste da Amazônia mostrou correlação inversa, ou
47
seja, indicativo de aumento da precipitação dessa região em associação com a fase fria
da OMA. Alguns núcleos na Costa Oeste da América do Sul, apresentaram coeficiente
com módulo superior a 0,2, com nível de significância de 90%.
Figura 27: Correlação entre os totais anuais de precipitação da UDEL e o Índice Multivariado de ENOS,
para o período entre 1950-1999. Fonte dos dados: ESRL/PSD/NOAA.
A Figura 27 representa o mapa de correlação entre a precipitação na Amazônia e
o IME. Em sua maior parte, os valores apresentaram correlação muito fraca, porém,
observou-se que, em praticamente toda a região eles são negativos. Sabe-se que, valores
negativos (positivos) de IME estão associados a eventos de La-Niña (El-Niño), o que
em geral, causa aumento (redução) nos totais pluviométricos para a Amazônia. Alguns
núcleos apresentaram coeficientes com módulo superior a 0,2 com nível de significância
de 90%.
Estudo de correlações é uma medida de associação entre duas variáveis e não se
permite tirar conclusões sobre relação de causa-efeito. Ou seja, tanto a OMA quanto a
OAN e o IME, podem ter relação com as chuvas da Amazônia, porém, isso se daria de
forma indireta, via teleconexões.
As correlações entre os índices climáticos e a precipitação foram simultâneas.
Os índices podem ter caráter previsor. Porém, seria necessário usar correlações
adiantadas no tempo com Lags de alguns meses, para constatar seu potencial como
previsor, o que não foi feito neste trabalho.
48
4.3 – SELEÇÃO DE TRIMESTRE COM INTENSA OCORRÊNCIA DE
EVENTOS EXTREMOS.
Há evidências observacionais e teóricas, além de resultados de modelos de
circulação geral da atmosfera, de que as condições oceânicas e atmosféricas no
Atlântico e Pacífico influenciam fortemente na variabilidade interanual do clima sobre
as Américas (Hastenrath & Heller, 1977; Moura & Shukla, 1981; Nobre & Shukla,
1996).
4.3.1 – PERIODO FEVEREIRO A ABRIL DE 1996.
Na Tabela 4, mostraram-se, por meio dos índices climáticos de grande escala
entre agosto de 1995, a abril de 1996, que representam as condições oceano-atmosfera
predominantes na análise de eventos extremos de precipitação ocorridos durante o
período fevereiro, março e abril de 1996.
TABELA 4: Valores dos desvios mensais de OAN, IOS, OMA, IME e ODP. (Fonte dos dados:
www.cpc.ncep.noaa.gov e www.cdc.noaa.gov).
Anos
M e se s
O AN
IOS
OMA
IME
ODP
1995
Ago
0,69
-0,10
0,23
0,07
0.21
1995
Set
0,31
0,50
0,10
-0,36
1.16
1995
Out
0,19
-0,50
0,14
-0,44
0.47
1995
Nov
-1,38
-0,10
0,16
-0,49
-0.28
1995
Dez
-1,67
-1,30
0,07
-0,50
0.16
1996
Jan
-0,12
1,70
0,03
-0,61
0.59
1996
Fev
-0,07
-0,20
0,00
-0,62
0.75
1996
Mar
-0,24
1,20
-0,02
-0,26
1.01
1996
Abr
-0,17
1,10
0,05
-0,52
1.46
A OAN mostrou um padrão que iniciou com valores positivos, mudando para
negativos em novembro de 1995 e permanecendo assim até o fim da série. Observou-se
que, nos meses de novembro e dezembro, os desvios negativos foram bastante intensos,
com -1,38 e -1,67 respectivamente, diminuindo de intensidade nos meses seguintes.
Essa configuração mostrou que, nesse período, a AAN e a BI estiveram bastante
enfraquecidas. Segundo visto anteriormente na Figura 25, o extremo Leste da
Amazônia, apresentou coeficiente de correlação fraco (0,2) com relação à precipitação
associada às fases da OAN.
49
Os valores de IOS foram negativos entre agosto e dezembro. Porém, entre
janeiro e abril, ocorreram valores positivos e altos, indicando que tanto a Alta
Subtropical do Pacífico Sudeste quanto a Baixa Pressão da Indonésia, estavam bastante
intensas. Isso, por sua vez, aumenta o gradiente horizontal de pressão, intensificando os
Alísios de SE, transportando águas mais quentes para a porção ocidental do Oceano
Pacífico e intensificando os ramos ascendentes das células de Walker, em especial,
sobre a Indonésia e a Amazônia. Na Figura 24, mostrou-se a forte correlação direta
existente entre as fases do IOS e a precipitação, principalmente no Leste e Centro Leste
da Amazônia, até aproximadamente a linha de 62º W, com coeficiente de correlação de
até 0,8 positivos, e nível de significância superior a 99,5 %. O Índice de Oscilação Sul
(IOS) positivo (negativo) é representativo de condições associadas a eventos La-Niña
(El-Niño).
A OMA apresentou valores positivos em 80% da série, mostrando que a TSM ao
longo do Oceano Atlântico Norte estava mais quente que o normal. Sabe-se que a OMA
está atravessando uma fase positiva (Figura 13). Como citado anteriormente em relação
à OAN, esse período mais quente no Atlântico Norte, enfraquece a AAN que, por sua
vez, enfraquece os Alísios de NE, fatores que podem ser decisivos para posicionar a
banda de nebulosidade associada à ZCIT mais ao norte do Equador. Porém, como visto
na Figura 26, a OMA mostrou fraca correlação direta com as chuvas, principalmente no
Leste da Amazônia.
O Índice Multivariado de ENOS (IME) foi elaborado com o intuito de se fazer o
monitoramento dos eventos de ENOS. Para o período de estudo, o IME apresentou
valores negativos em praticamente toda a série. Sabe-se, que valores negativos desse
índice são representativos de condições de La Niña, o que tende a aumentar os totais
pluviométricos para o leste da Amazônia.
O índice da ODP mostrou-se positivo, o que demonstra que nesse período a
ODP estava em sua ultima fase quente observada. Segundo Molion (2005), na última
fase quente da ODP 1977-1978 observou-se um maior numero de eventos de El-Niño e
de maior intensidade. Na Figura 23, a Amazônia apresentou redução nos totais anuais
de chuva durante a fase quente da ODP, com exceção a faixa entre 65ºW e 68ºW que
mostrou um coeficiente de correlação de 0,2. O extremo leste da Amazônia mostrou
coeficiente de correlação igual a -0,2, com nível de significância de 90% para a redução
dos totais anuais de chuva naquela região durante a fase quente da ODP.
50
A Figura 28 representa os campos médios meteorológicos em superfície no
período FMA de 1996, (a) TSM (ºC), (b) vento zonal (m/s), (c) vento meridional (m/s) e
(d) campo de anomalia de ROLE (W/m-2) esta com relação ao período 1979 a 1995.
Um bom indicador de chuva para latitudes tropicais é obtido através da radiação
de ondas longas emergentes (ROLE), áreas com anomalias negativas de ROLE, indicam
convecção profunda, aglomerados de nuvens com grande desenvolvimento vertical, que
por sua vez, apresentam maior probabilidade de ocorrência de precipitações com
elevados totais pluviométricos.
Vale lembrar que essa variável se baseia na temperatura da superfície dos alvos,
devendo ser utilizada apenas nas regiões tropicais, pois a baixa temperatura da
superfície terrestre das latitudes médias e altas, principalmente no inverno, propicia a
interpretação errônea da presença de nuvens nessas regiões (Ohring et al., 1984).
Observou-se uma extensa faixa de águas aquecidas (28ºC) que se estendeu por
todo o Oceano Atlântico Tropical Sul (ATS) e atingiu a Costa do Brasil (Figura 28 (a)),
desde a região SE até a região da ilha do Marajó. Essa faixa, certamente, intensificou a
convecção próxima à costa. Baseado no campo de anomalia de ROLE (d) observou-se a
convecção pronunciada em toda a região do Oceano Atlântico Tropical, uma vez que as
anomalias chegaram a -10 W/m-2, reduzindo para -5 W/m-2, na costa leste do Brasil e
sul do leste da Amazônia.
Havia a presença de aglomerados de cumulonimbos com anomalias de ROLE,
chegando a -10 W/m-2 na costa do Estado do Pará. Certamente, as águas em torno de
26º C nessa região, intensificaram a liberação de calor latente para a troposfera,
somando-se à maior intensidade dos Alísios de NE em relação aos de SE com valores
entre -8 m.s-1 e -6 m.s-1 respectivamente, assim como a intensa componente negativa do
vento meridional, adentrando a costa norte da América do Sul com velocidades, em
módulo, de 2 m/s-1.
Segundo Namias (1972), os efeitos do ciclo sazonal sobre eventos de interação
ar-mar mostraram que a quantidade de calor armazenado na camada de mistura oceânica
durante o verão é um importante fator para a predição de eventos de interação ar-mar
nas subseqüentes estações de outono e inverno, ou seja, nos oceanos tropicais,
anomalias positivas de TSM relativamente pequenas, em torno de 1°C, podem induzir
grandes anomalias na liberação de calor latente.
51
(a)
(b)
(c)
(d)
Figura 28: Campos médios meteorológicos em superfície período FMA de 1996, (a) TSM (ºC), (b) vento
zonal (m/s), (c) vento meridional (m/s) e (d) campo de anomalia de ROLE (W/m-2) esta com relação ao
período 1979 a 1995. (Fonte dos dados: ESRL/PSD/NOAA).
52
Algo interessante é a maior intensidade dos Alísios de NE, uma vez que os
índices da OMA e da OAN mostraram que a Alta do Atlântico Norte (AAN) estava
enfraquecida nesse período. Porém, os campos de TSM mostraram a porção norte do
Atlântico Tropical com TSM relativamente menos aquecidas do que o ATS.
Logo, a maior intensidade dos Alísios de NE determinou o posicionamento da
banda de nebulosidade e precipitação associada à ZCIT mais ao sul do equador. O que
está de acordo com as afirmações de Namias (1972). Como observado no campo de
TSM, ocorreu uma extensa faixa de águas mais aquecidas desde o litoral da África
atravessando o Atlântico e se estendendo do SE do Brasil até a região do Marajó.
Baseando-se na isolinha de zero, estima-se que a ZCIT se posicionou sobre a costa norte
do continente Sul-Americano.
Ao longo do Pacífico Equatorial leste e central, os valores de ROLE foram
positivos, indicando a presença de nuvens de topo baixo, devido à presença de águas
mais frias nessa região.
O campo de vento mostrava a intensidade dos Alísios de NE e SE que por sua
vez, transportaram águas mais quentes para a costa da Austrália, intensificando a
convecção sobre a região e, por continuidade de massa, aumentando a divergência no
Pacífico Central, o que por sua vez, também intensificou o ramo ascendente da célula de
Walker aumentando a convecção na Amazônia, assim como a ressurgência na costa do
Peru, mostrada pelas águas mais frias na corrente de Humboldt. Nessas condições
ocorre o aumento do gradiente horizontal de pressão entre a alta Pressão na porção
Leste e a baixa pressão na costa da Austrália, explicando, assim, os altos valores do
Índice de Oscilação Sul nesse período.
A Figura 29 é representativa do Campo médio de vento (linhas de corrente) e
divergência (10-5 s-1) em 250 hPa período FMA de 1996. Notou-se que a AB estava
deslocada para sudeste, na região entre o Paraguai e Bolívia, com velocidade de 2 m/s, o
cavado em altos níveis associado a este sistema estava na parte leste do ATS. A área
com divergência negativa em altos níveis (convergência) mostra a causa dos valores
positivos das anomalias de ROLE (Figura 28 (d)) entre as latitudes de 10ºS e 20ºS,
assim como os valores de divergência positiva em altos níveis (convergência em baixos
níveis) e as anomalias negativas de ROLE, principalmente sobre o Oceano Atlântico
entre 25ºS e 30ºS. O posicionamento da AB sobre o Paraguai favoreceu a divergência
associada ao escoamento, a nordeste do anticiclone, o que inibiu a convecção profunda
e favoreceu o desenvolvimento de nuvens com topos mais baixos.
53
Figura 29: Campo médio de vento (linhas de corrente) e divergência (10-5 s-1) em 250 hPa período FMA
de 1996, (Fonte dos dados: ESRL/PSD/NOAA).
Figura 30: Diagrama Hovmoeller de anomalias de ROLE (W/m2) de 0º a 80º W, média entre 5ºS e 5ºN
para o período entre FMA de 1996. (Fonte dos dados: ESRL/PSD/NOAA).
54
A Figura 30 é um diagrama Hovmoeller de anomalias de ROLE (W/m2) de 0º a
80º W, média entre 5ºS e 5ºN para o período entre FMA de 1996.
Observou-se, na Figura 30, a grande presença de áreas secas (setas vermelhas
tracejadas), principalmente nos meses de fevereiro, entre 15ºW e 45ºW, e abril, entre
40ºW e 80ºW. As anomalias negativas de ROLE estão mais evidentes no mês de março
(setas pretas), entre as linhas de 30ºW e 50ºW. A área entre 45º W e 50º W (região
central do estudo) mostrou núcleos com valores negativos de anomalias de ROLE, mais
intensos, apenas no mês de março, particularmente entre 04 e 05, 12 e 15, 17 e 18 e 26 e
27 de março de 1996 representados pelas setas pretas.
(a)
(b)
Figura 31: Diagrama Hovmoeller de média do (a) vento zonal e (b) meridional em (m/s), entre 5ºS e 5ºN,
para o período FMA de 1996. (Fonte dos dados: ESRL/PSD/NOAA).
Na Figura 31 estão os diagramas Hovmoeller representativos do deslocamento
longitudinal de 0º a 80º W, média entre 5º N e 5º S, (a) zonal e (b) meridional do vento
em (m/s) para o período FMA de 1996.
Na Figura 31 (a), notou-se a grande intensidade dos ventos Alísios,
principalmente em fevereiro, perdendo intensidade em seguida, até virarem de oeste a
55
partir do dia 10 de abril. Esse primeiro núcleo de Alísios intensos, entre 30ºW e 45ºW,
coincide com a região de anomalias positivas de ROLE na Figura 29. Notou-se,
também, que a região de estudo 45ºW e 50ºW, apresentaram pouca intensidade da
componente de leste em todo o período, com boa parte da série apresentando ventos de
oeste.
A componente meridional Figura 31 (b) mostrou padrão contrário ao vento
zonal, uma vez que os ventos de negativos se mostraram em todo o período estudado,
ou seja, ventos intensos de norte atravessando o equador para o Hemisfério Sul. Essa
intensidade da componente v está fortemente relacionada com a presença da ZCIT que
está intensa nesse período. É possível que os pulsos na forma de LI e POAs, disparadas
dentro da ZCIT, tenham atingido o leste da Amazônia, aumentando assim os totais de
chuva nessa região.
Analisaram-se, a partir das Figuras 32, 33 e 34, os totais pluviométricos para o
período FMA de 1996 em três estações localizadas em diferentes municípios do Estado
do Pará, de forma que fossem representativas de uma área que compreende a região
leste da Amazônia.
As Figuras compreendem o período 01 de fevereiro de 1996 e 30 de abril de
1996. A linha vermelha tracejada representa 30 mm (valor de referência usado para o
estudo de eventos extremos de precipitação). As setas nessas figuras, apontando para as
barras representativas dos totais diários de chuva, têm as cores e formas
correspondentes aos sistemas em destaque na Figura 30.
100
90
80
Precipitação (mm)
70
60
50
40
30
20
10
28/4/96
25/4/96
22/4/96
19/4/96
16/4/96
13/4/96
7/4/96
10/4/96
4/4/96
1/4/96
29/3/96
26/3/96
23/3/96
20/3/96
17/3/96
14/3/96
8/3/96
11/3/96
5/3/96
2/3/96
28/2/96
25/2/96
22/2/96
19/2/96
16/2/96
13/2/96
7/2/96
10/2/96
4/2/96
1/2/96
0
Dias
Figura 32: Distribuição dos totais diários de precipitação em Belém (PA) período FMA de 1996. (Fonte
dos dados: INMET).
56
A precipitação em Belém, NE Paraense (Figura 32) para o trimestre FMA de
1996 apresentou um total pluviométrico de 1584,2 mm (131%, para um total de 1212,7
mm segundo as normais climatológicas do INMET). Destacou-se o mês de abril,
quando, o total mensal foi de 633,0 mm (178% do total esperado para esse mês). Nesse
trimestre o numero de eventos extremos ocorridos foi de 17, evidenciando a intensidade
dos eventos de precipitação nesse período.
100
105,4 mm
90
80
Precipitação (mm)
70
60
50
40
30
20
10
28/4/96
25/4/96
22/4/96
19/4/96
16/4/96
13/4/96
7/4/96
10/4/96
4/4/96
1/4/96
29/3/96
26/3/96
23/3/96
20/3/96
17/3/96
14/3/96
8/3/96
11/3/96
5/3/96
2/3/96
28/2/96
25/2/96
22/2/96
19/2/96
16/2/96
13/2/96
10/2/96
7/2/96
4/2/96
1/2/96
0
Dias
Figura 33: Distribuição dos totais diários de precipitação em Altamira (PA) período FMA de 1996.
(Fonte dos dados: INMET).
A Figura 33 corresponde à Cidade de Altamira, região central do Estado do Pará,
onde, entre FMA, o total de chuvas esperado é de 914,0 mm, porém, nesse mesmo
período, em 1996, o total foi de 1287,1 mm, o que correspondeu a 141% do total
esperado. Note que esse período apresentou um total de 11 eventos extremos. A maior
anomalia ocorreu no mês de março, quando, choveu 580,5 mm (198% do total esperada
para esse mês), ou seja, o dobro do esperado. A maior precipitação diária ocorrida nesse
período foi de 105,4 mm, no dia 19 de março, o que corresponde à seta de cor azul na
Figura 30.
A Figura 34 correspondente à Cidade de Marabá, localizada na parte do Estado
regionalmente chamada de Sul do Pará, no trimestre FMA de 1996, essa localidade,
apresentou um total de 12 casos de eventos extremos de chuva, acumulando um total de
precipitação de 1031,4 mm, o que corresponde a 99% do total esperado para esse
trimestre (1042,7 mm).
57
100
90
80
Precipitação (mm)
70
60
50
40
30
20
10
28/4/96
25/4/96
22/4/96
19/4/96
16/4/96
13/4/96
7/4/96
10/4/96
4/4/96
1/4/96
29/3/96
26/3/96
23/3/96
20/3/96
17/3/96
14/3/96
8/3/96
11/3/96
5/3/96
2/3/96
28/2/96
25/2/96
22/2/96
19/2/96
16/2/96
13/2/96
10/2/96
7/2/96
4/2/96
1/2/96
0
DIAS
Figura 34: Distribuição dos totais diários de precipitação em Marabá (PA) período FMA de 1995. (Fonte
dos dados: INMET).
As anomalias de ROLE em destaque (Figura 30) atingiram as três localidades.
Porém, notou-se que os altos valores apresentados não foram produzidos apenas por
esses sistemas, destacou-se os totais ocorridos em Marabá no dia 05 de fevereiro (89,2
mm) e Belém 05 e 06 de fevereiro (59,4 mm). Belém 23 de março (92,0 mm) e Altamira
nos dias 23 a 25 de março (173,0 mm, 60% do total mensal). E, entre os dias 04 a 07 de
abril em Belém, 147,2 mm. Esses resultados reforçam os comentários (Figura 16),
sugerindo a ocorrência de convecção profunda, possivelmente organizada por
fenômenos de mesoescala, como as LI e POAs, e de macroescala, como a ZCIT. Vale
lembrar que os valores de ROLE são médias diárias, resultantes de duas observações
(00 e 12 UTC) e que esses sistemas nem sempre são captados pelos sensores a bordo do
satélite. Portanto, nessa região, eles podem se intensificar, precipitar e desaparecer em
poucas horas.
58
4.3.2 – PERIODO MARÇO A MAIO DE 2009.
Na Tabela 5, mostraram-se, através dos índices climáticos de grande escala entre
setembro de 2008 e maio de 2009, as condições oceano-atmosféricas predominantes na
análise de eventos extremos de precipitação ocorridos durante o período 1º de março a 3
de junho de 2009.
A OAN mostrou um padrão que no geral, iniciou com predomínio de valores
negativos, mudando para positivos na maior parte do ano de 2009. Observou-se que os
desvios negativos se afastaram pouco da média, com o valor mais significativo, em
novembro de 2008, com -0,32. Por outro lado, os desvios positivos mostraram maior
intensidade, como os do trimestre de estudo, no qual março e maio de 2009 mostraram
desvios de 0,57 e 1,68 respectivamente. Nesse último mês, a AAN e a BI estiveram
bastante intensas. Segundo visto anteriormente na Figura 25, e reafirmado nos
comentários da tabela 4, o extremo Leste da Amazônia, apresentou coeficiente de
correlação fraco (0,2) com relação à precipitação associada às fases da OAN.
Nessas condições, com a AAN intensa, é favorável a aproximação de sistemas
frontais do HN no equador. Isto ocorre devido à intensificação dos Alísios de NE, que
também pode posicionar a ZCIT mais ao sul de sua posição média.
TABELA 5: Valores dos desvios mensais de OAN, IOS, OMA, IME e ODP. (Fonte dos dados:
www.cpc.ncep.noaa.gov e www.cdc.noaa.gov).
Anos
M e se s
O AN
IOS
OMA
IME
ODP
2008
Set
1,02
2,40
0,25
-0,55
-1,55
2008
Out
-0,04
2,20
0,15
-0,73
-1,76
2008
Nov
-0,32
2,40
0,05
-0,56
-1,25
2008
Dez
-0,28
2,50
0,07
-0,63
-0,87
2009
Jan
-0,01
1,90
-0,01
-0,70
-1,40
2009
Fev
0,06
3,00
-0,11
-0,73
-1,55
2009
Mar
0,57
-0,20
-0,12
-0,74
-1,59
2009
Abr
-0,20
1,10
-0,08
-0,19
-1,65
2009
Mai
1,68
-0,70
-0,02
0,34
-0,88
Como visto anteriormente, o Índice de Oscilação Sul (IOS) positivo (negativo) é
representativo de condições associadas a eventos La-Niña (El-Niño). Os valores de IOS
foram positivos e altos em aproximadamente 80% da série, indicando que tanto a Alta
Subtropical do Pacífico Sudeste quanto a Baixa Pressão da Indonésia, estavam bastante
intensas. Na Figura 24 mostrou-se a forte correlação direta existente entre as fases do
59
IOS e a precipitação, principalmente no Leste e Centro Leste da Amazônia, até
aproximadamente a linha de 62º W, com coeficiente de correlação de até 0,8 positivos,
com um nível de significância superior a 99,5 %.
Os Índices da OMA, entre setembro e dezembro de 2008, estiveram positivos,
porém, mudaram e apresentaram valores negativos entre janeiro e maio de 2009,
mostrando que a TSM ao longo do Oceano Atlântico Norte estava mais fria que o
normal. Sabe-se que a OMA está atravessando uma fase positiva (Figura 13). Porém,
esse período mais frio no Atlântico Norte, intensifica a AAN, intensificando os Alísios
de NE. Estes trazem mais águas quentes para a costa norte e podem ser decisivos para
posicionar a banda de nebulosidade associada à ZCIT mais ao sul do Equador.
Para o período de estudo, o IME, assim como o IOS, apresentou forte associação
a eventos de La-Niña. Em 90% do período de estudo, setembro de 2008 a abril de 2009,
os valores foram negativos, indicando condições favoráveis ao aumento dos índices
pluviométricos para o norte da América do Sul.
Os valores do índice da ODP se mostraram todos negativos, o que confirma a
ODP já estar em uma fase fria e se repetir o seu comportamento da fase fria anterior,
anterior, espera-se um maior número de eventos de La-Niña e de maior intensidade
durante a sua nova fase fria que pode perdurar pelos próximos 20 a 30 anos. Baseandose nas figuras 19, 20, 21 e 22, espera-se também um aumento no número de eventos
extremos de chuva na região Leste da Amazônia devido ao paulatino resfriamento da
atmosfera superior observado nessa região, assim como a maior intensidade dos
movimentos ascendentes. Como mostrado anteriormente na Figura 23, o extremo leste
da Amazônia apresentou coeficiente de correlação igual a -0,2, com nível de
significância de 90% para o aumento das chuvas naquela região durante a fase fria da
ODP.
Baseando-se na análise desses índices, observou-se a alta e rápida resposta
atmosférica imposta pelos oceanos, principalmente no Atlântico Norte, uma vez que,
para uma mudança de fase da OMA, a resposta da OAN parece ser de um mês, tendo
em vista a mudança da fase quente para fria da OMA, ocorrendo entre dezembro de
2008 e janeiro de 2009, e a mudança de negativa para positiva da OAN entre janeiro e
fevereiro de 2009. A fase fria da OMA intensifica a AAN, que aumenta o gradiente
horizontal de vento com a Baixa da Islândia, estabelecendo condições associadas à fase
positiva da OAN como aumento da diferença de pressão e um maior número e mais
intensas tempestades de inverno atingindo o norte da Europa. Por outro lado, essas
60
condições podem também ter retardado o deslocamento latitudinal da ZCIT em direção
ao Hemisfério Norte, aumentando, assim, os totais pluviométricos, em especial na
região Leste da Amazônia, nos meses de maio e junho.
Analisando os índices do Oceano Pacífico, percebe-se a ligação entre o IOS e o
IME com a ODP, uma vez que nesse período, o oceano se mostrou com desvios de
TSM abaixo da média e a pressão mais alta no Pacífico Central assim como uma baixa
mais intensa no setor oeste, o que causou em geral, valores superiores a dois desvios
padrão no IOS, com o IME se mostrando negativo nos meses de estudo. Essas
condições intensificam o ramo ascendente das células Hadley-Walker sobre boa parte
da Amazônia, aumentando, assim, a evaporação, convergência do fluxo de umidade e,
conseqüentemente, a precipitação nessa região.
A Figura 35 é representativa dos campos médios meteorológicos em superfície
no período MAM de 2009, (a) TSM (ºC), (b) vento zonal (m/s), (c) vento meridional
(m/s) e (d) campo de anomalia de ROLE (W/m-2) com relação ao período 1979 a 1995.
A convecção na região Amazônica estava bastante intensa nesse período, uma
vez que, a TSM próxima a costa, apresentava águas em torno de 28ºC, em uma extensa
faixa que se estendia desde o SE do Brasil até a costa norte (Estado do Amapá). A
convecção estava mais (menos) pronunciada no ATS (ATN), com um núcleo em torno
de -15 W.m-2 (15 W.m-2). Isso indica que, à banda de nebulosidade associada à ZCIT
estava posicionada ao sul do equador e adentrando os Estados do Pará e Maranhão,
favorecida pela maior intensidade dos Alísios de NE em relação aos de SE (-8 m.s-1 e -6
m.s-1 respectivamente).
No leste da Amazônia, as anomalias de ROLE (-10 W.m-2), indicavam a
presença de aglomerados de nuvens convectivas com topo frio, favorecendo a
ocorrência de eventos extremos de precipitação. Por outro lado, componente de norte do
vento meridional no HN, adentrando a costa da África e com deslocamento até a costa
norte da América do Sul, pode ter induzido a entrada de sistemas frontais do HN para o
HS, que ao interagirem com a ZCIT causam chuvas torrenciais, principalmente na
Amazônia.
Essa maior intensidade dos ventos Alísios de NE em relação aos de SE,
confirmam o relatado anteriormente nos índices da OAN (Tabela 5), indicando que a
AAN estava mais intensa que a AAS. Essa configuração de TSM menos aquecida (mais
aquecida) no Atlântico Norte (Atlântico
Sul), associado ao fortalecimento
(enfraquecimento) da AAN (AAS), o que intensifica (desintensificam) os Alísios de NE
61
(SE), no período do Outono Austral, é típica de modo dominante do Gradiente InterHemisférico, com sinal negativo, ou seja, apontando para o ATS. Nessas condições, as
regiões norte e nordeste do Brasil têm anos com abundancia de chuvas.
Observou-se no campo de ROLE, a faixa de nebulosidade convectiva com
anomalias de radiação de onda longo de -10 W/m-2 alongada no sentido NW-SE (Figura
35 (d)). Essa configuração é típica dos eventos de ZCAS. Nessa época do ano, devido à
intensificação da Alta da Bolívia (AB) nesse período, resultante do aquecimento
continental pelo Sol e liberação de calor latente (evapotranspiração) nos movimentos
ascendentes, associados à divergência que se estabelece nos níveis altos, só é necessário
a penetração do sistema frontal do HS na região central do Brasil, para que ocorra o
ancoramento corrente abaixo da AB e a intensificação da convergência do fluxo de
umidade transportada pelos Alísios para o estabelecimento da ZCAS.
As águas mais aquecidas próximas à Costa da África Equatorial, através da
intensa liberação de calor latente, assim como a presença de ventos com forte
componente de oeste, adentrando o continente Africano provavelmente intensificaram a
atuação da Frente Inter-Tropical (FIT), que por sua vez influenciaram na intensidade da
ZCIT, através da liberação de pulsos ondulatórios no campo dos Alísios.
Algo digno de nota é a presença de uma situação semelhante a essa, de formação
da FIT, ocorrendo na América do Sul, entre a Colômbia e Venezuela. Entretanto, essa
zona de convergência pareceu não ter chegado a se estabelecer totalmente no período
estudado, devido à falta de condições necessárias, como os Alísios, originalmente de
SE, intensos naquela região do Oceano Pacífico. A pouca extensão de área continental,
comparada à africana, pode ser um obstáculo para o desenvolvimento dessa Zona de
Convergência da Amazônia (ZCAM).
O Oceano Pacífico mostrava os Alísios de NE mais intensos que os de SE,
porém, ambos já mostravam uma área de atuação menor, possivelmente devido a
redução no gradiente de pressão mostrada nos índices negativos de IOS (tabela 5), nos
meses de março e maio. O campo de ROLE mostrava a presença apenas de
nebulosidade baixa no Pacífico equatorial. Haja vista que, na porção oeste do Pacífico
ainda havia o acúmulo de águas mais quentes, contribuindo assim para a intensificação
do ramo ascendente da célula de Walker sobre a Amazônia.
A Figura 36 é representativa do Campo médio de vento (linhas de corrente) e
divergência (10-5 s-1) em 250 hPa período MAM de 2009.
62
(a)
(b)
(c)
(d)
Figura 35: Campos médios meteorológicos em superfície período MAM de 2009, (a) TSM (ºC), (b)
vento zonal (m/s), (c) vento meridional (m/s) e (d) campo de anomalia de ROLE (W/m-2) para com
relação ao período 1979 a 1995. (Fonte dos dados: ESRL/PSD/NOAA).
63
Figura 36: Campo médio de vento (linhas de corrente) e divergência (10-5 s-1) em 250 hPa período
MAM de 2009, (Fonte dos dados: ESRL/PSD/NOAA).
Observou-se a posicionamento da AB sobre a região centro-oeste do Brasil com
velocidade de 2 m/s, a região a leste/sudeste do anticiclone com forte convecção em
baixos níveis, o que intensificou a ocorrência de eventos da ZCAS (Figura 35 (d)),
devido a intensa liberação de calor latente associada ao estabelecimento da AB nessa
região. Essa configuração confirma a hipótese de que para o estabelecimento da ZCAS é
necessário a presença dos fatores termodinâmicos e dinâmicos, pois com a AB bem
estabelecida ela ancora os SFHS que são alimentados pela convergência do fluxo de
umidade decorrente dos alísios de SE.
A Figura 37 é um diagrama Hovmoeller de anomalias de ROLE (W/m2) de 0º a
80º W, média entre 5ºS e 5ºN para o período entre 01/03/2009 e 03/06/2009.
Observou-se, na Figura 37, o intenso deslocamento de sistemas convectivos da
costa da África até o norte da América do sul (setas vermelhas tracejadas),
principalmente entre 0º e 35ºW. Após essa latitude, alternam-se áreas sem a presença de
nebulosidade e áreas com convecção profunda. Observou-se também que, a partir do
início de abril, até os últimos dias de maio, a área entre 50ºW e 60ºW (retângulo
tracejado azul), mostrou intensa presença de áreas secas, evidenciadas pelos núcleos
positivos de anomalias. A área entre 45º W e 50º W (região central do estudo) mostrou
64
sucessão de núcleos com valores negativos e valores positivos de anomalias de ROLE,
particularmente entre 29 e 31 de março, 04 e 06 de abril, 12 e 14 de abril, 14 e 16 de
maio, 23 e 25 de maio (setas pretas) e 29 de maio a 02 de junho de 2009 (seta
vermelha).
Figura 37: Diagrama Hovmoeller de anomalias de ROLE (W/m2) de 0º a 80º W, média entre 5ºS e 5ºN
para o período entre 01/03/2009 e 03/06/2009. (Fonte dos dados: ESRL/PSD/NOAA).
Na Figura 38 estão os diagramas Hovmoeller representativos do deslocamento
longitudinal de 0º a 80º W, média entre 5º N e 5º S, (a) zonal e (b) meridional do vento
em (m/s) para o período entre 01/03/2009 e 03/06/2009.
Na Figura 38 (a), notou-se a grande intensidade dos ventos Alísios,
principalmente do início de março até o dia 20 de abril e de 14 de maio até o final da
série, dia 03 de junho de 2009, com um padrão homogêneo em torno de todo o Oceano
Atlântico. Vale observar, também, que os Alísios se reduziram drasticamente em cerca
de 50º W virando, a seguir, para ventos de oeste a partir de 65º W.
65
A redução dos Alísios pode ser explicada pela maior rugosidade aerodinâmica
do continente. A inversão para oeste seria por conta da Cordilheira dos Andes ou um
escoamento associado à penetração de massas de ar polares já modificadas.
(a)
(b)
Figura 38: Diagrama Hovmoeller de média do vento zonal (a) e meridional (b) em (m/s), para o período
entre 01/03/2009 e 03/06/2009. (Fonte dos dados: ESRL/PSD/NOAA).
A componente meridional Figura 38 (b) confirma o que foi visto no vento zonal,
com forte componente negativa entre 25º W e 50º W, ou seja, ventos intensos de norte
(negativos), atravessando o equador para o Hemisfério Sul. Essa intensidade de ventos
nas componentes u e v estão fortemente relacionados com a presença da ZCIT que está
intensa nesse período e em seu ponto mais extremo ao sul do equador.
A análise dos campos anteriores mostrou que as condições oceano-atmosfera
eram propícias à ocorrência de intensa atividade convectiva e, conseqüentemente, de
precipitação no leste da região Amazônica, uma vez que os altos valores de TSM na
costa concomitantemente com a intensidade dos Alísios de NE e SE apresentados, são
condições adequadas para a formação e desenvolvimento de sistemas precipitantes.
66
Analisaram-se, a partir das figuras 39, 40, 41, 42 e 43, os totais pluviométricos
para o período do outono austral (MAM) em cinco estações localizadas em diferentes
municípios do Estado do Pará, de forma que fossem representativas de uma área que
compreende a região leste da Amazônia.
As Figuras, a seguir, compreendem os dias entre 01 de março de 2009 e 03 de
junho de 2009. Esses três primeiros dias de junho foram acrescentados para analisar o
comportamento espacial e temporal da precipitação no sistema mostrado na Figura 37,
entre os dias 29 de maio e 02 de junho de 2009. A linha vermelha tracejada representa
30 mm (valor de referência usado para o estudo de eventos extremos de precipitação).
As setas nessas figuras têm as cores e formas correspondentes aos sistemas em
destaques na Figura 37.
100
90
80
Precipitação (mm)
70
60
50
40
30
20
10
2/6/09
30/5/09
27/5/09
24/5/09
21/5/09
18/5/09
15/5/09
9/5/09
12/5/09
6/5/09
3/5/09
30/4/09
27/4/09
24/4/09
21/4/09
18/4/09
15/4/09
9/4/09
12/4/09
6/4/09
3/4/09
31/3/09
28/3/09
22/3/09
25/3/09
19/3/09
16/3/09
13/3/09
7/3/09
10/3/09
4/3/09
1/3/09
0
Dias
Figura 39: Distribuição dos totais diários de precipitação em Belém (PA) período entre 01/03/2009 e
03/06/2009. (Fonte dos dados: INMET).
A precipitação em Belém, NE Paraense, (Figura 39) para o trimestre MAM
apresentou um total pluviométrico de 1521,2 mm (139%, para um total de 1100,6 mm
segundo as normais climatológicas do INMET) apenas o trimestre. Acrescentando-se os
3 dias de junho, esse valor sobe para 1654,0 mm, o que corresponde a 57% da
precipitação esperada para o ano inteiro que é de 2893,1 mm. Note que apenas nos três
primeiros dias de junho (seta vermelha) o total acumulado de chuva foi de 132,8 mm,
95% do total esperado para todo o mês, que é de 140,2 mm. O número de eventos
extremos ocorridos entre MAM foi de 16, evidenciando a intensidade dos eventos de
precipitação nesse período.
67
Situação anômala ocorreu em Breves (Figura 40), região do Marajó, onde os
totais de chuva mostraram-se abaixo da média climatológica entre MAM. Espera-se em
torno de 868,5 mm, enquanto, em 2009, o registrado foi de 684,3 mm (79%). Além
disso, os dias chuvosos representaram apenas 46% do total, ou seja, ocorreram 50 dias
secos de um total de 92, evidenciando o período de seca ocorrido. Os dias com chuvas
acima de 30,0 mm foram 8 o que evidencia que, mesmo com o intenso período seco,
20% dos dias chuvosos, foram de eventos extremos.
É interessante observar que os sistemas em deslocamento, representados no
diagrama Hovmoeller de anomalias de ROLE (Figura 37), causaram chuvas em Breves,
porém, apenas três deles com totais diários acima de 30 mm. Destaca-se também o
grande período seco mostrado na mesma figura (retângulo azul tracejado) entre o início
de abril e 22 de maio, coincidente com um dos períodos de pouca chuva em Breves.
Tudo indica que a redução sofrida pelos Alísios a partir da linha de 50ºW influenciou na
precipitação local.
100
90
80
Precipitação (mm)
70
60
50
40
30
20
10
2/6/09
30/5/09
27/5/09
24/5/09
21/5/09
18/5/09
15/5/09
9/5/09
12/5/09
6/5/09
3/5/09
30/4/09
27/4/09
24/4/09
21/4/09
18/4/09
15/4/09
9/4/09
12/4/09
6/4/09
3/4/09
31/3/09
28/3/09
25/3/09
22/3/09
19/3/09
16/3/09
13/3/09
7/3/09
10/3/09
4/3/09
1/3/09
0
Dias
Figura 40: Distribuição dos totais diários de precipitação em Breves (PA) período entre 01/03/2009 e
03/06/2009. (Fonte dos dados: INMET).
A Figura 41 corresponde à Cidade de Altamira, região central do Estado do Pará,
onde, entre MAM, o total de chuvas esperado é de 826,0 mm, porém, em 2009, o total
foi de 1247,2 mm, o que corresponde a 151% do total esperado. Somados aos três
primeiros dias de junho, esse total chegou a 1343,2 mm, ou seja, 68% do total médio
anual ocorreram nesse período. Note que essa estação apresentou um total de 13 eventos
extremos, muitos deles correspondentes, aos sistemas apresentados na Figura 35. Em
68
especial, os ocorridos entre, os dias 11 e 12 de abril de 2009 (seta Azul), responsável
pelo maior total diário de chuva já registrado em Altamira, 225,0 mm, e o do início do
mês de junho, com total pluviométrico de 96,0 mm, 87% do total médio para esse mês.
100
225 mm
90
80
Precipitação (mm)
70
60
50
40
30
20
10
2/6/09
30/5/09
27/5/09
24/5/09
21/5/09
18/5/09
15/5/09
9/5/09
12/5/09
6/5/09
3/5/09
30/4/09
27/4/09
24/4/09
21/4/09
18/4/09
15/4/09
9/4/09
12/4/09
6/4/09
3/4/09
31/3/09
28/3/09
25/3/09
22/3/09
19/3/09
16/3/09
13/3/09
7/3/09
10/3/09
4/3/09
1/3/09
0
Dias
Figura 41: Distribuição dos totais diários de precipitação em Altamira (PA) para o período 01/03/2009 e
03/06/2009. (Fonte dos dados: INMET).
100
120,8 mm
112,8 mm
90
80
Precipitação (mm)
70
60
50
40
30
20
10
2/6/09
30/5/09
27/5/09
24/5/09
21/5/09
18/5/09
15/5/09
12/5/09
9/5/09
6/5/09
3/5/09
30/4/09
27/4/09
24/4/09
21/4/09
18/4/09
15/4/09
12/4/09
9/4/09
6/4/09
3/4/09
31/3/09
28/3/09
25/3/09
22/3/09
19/3/09
16/3/09
13/3/09
10/3/09
7/3/09
4/3/09
1/3/09
0
Dias
Figura 42: Distribuição dos totais diários de precipitação em Tucuruí (PA) para o período 01/03/2009 e
03/06/2009. (Fonte dos dados: INMET).
A maior freqüência de eventos extremos ocorridos (19) entre MAM de 2009 foi
registrado em Tucuruí (Figura 42), centro leste do Estado, onde o total de precipitação
registrado para esse trimestre foi 1693,3 mm para uma média de 1073,8 mm, 158% da
média. Observou-se que Tucurui experimentou do mesmo padrão de chuvas associadas
69
a sistemas de grande escala atuantes nas outras localidades estudadas, representadas
pelas setas e demonstradas na figura 37. Porém, essa região também parece apresentar
sistemas relacionados a circulações secundárias, tais como, complexos convectivos
locais, o que provavelmente foram responsáveis pelas chuvas destacadas em azul na
Figura 37.
A Figura 43 correspondente à cidade de Marabá, localizada na parte do Estado
regionalmente chamada de Sul do Pará, apresentou um total de 12 casos de eventos
extremos de chuva, acumulando um total de precipitação de 1081,0 mm entre MAM, o
que corresponde a 140% do total esperado para esse trimestre (775,0 mm). As setas
indicam a precipitação correspondente aos sistemas apresentados na Figura 37. O total
registrado no dia 30 de maio foi de 50,2 mm (56% da média climatológica para o mês),
mostrando que o sistema ocorrido entre 29 de maio e 02 de junho de 2009, também
atingiu a cidade de marabá.
100
90
80
Precipitação (mm)
70
60
50
40
30
20
10
2/6/09
30/5/09
27/5/09
24/5/09
21/5/09
18/5/09
15/5/09
9/5/09
12/5/09
6/5/09
3/5/09
30/4/09
27/4/09
24/4/09
21/4/09
18/4/09
15/4/09
9/4/09
12/4/09
6/4/09
3/4/09
31/3/09
28/3/09
25/3/09
22/3/09
19/3/09
16/3/09
13/3/09
7/3/09
10/3/09
4/3/09
1/3/09
0
Dias
Figura 43: Distribuição dos totais diários de precipitação em Marabá (PA) para o período 01/03/2009 e
03/06/2009. (Fonte dos dados: INMET).
As figuras representativas dos totais pluviométricos para os meses de MAM
confirmaram as condições favoráveis, observadas nos campos de TSM e ventos, a
intensa ocorrência de precipitação, em especial no Estado do Pará. Com exceção de
Breves, todas as outras localidades tiveram totais de chuva muito acima do esperado
para o período de estudo, assim como intensa ocorrência de eventos extremos de
precipitação.
70
É possível que haja um padrão de circulação secundário associado à precipitação
na região de Tucuruí. Há quem defenda a hipótese que um lago grande como o de
Tucuruí (~2400 km2) possa interferir na circulação local, criando brisas lacustres e
intensificando a convecção. Esta, em condições de grande escala favoráveis, poderia
produzir mais CCM locais.
4.3.2.1 – ANÁLISE DAS CONDIÇÕES ATMOSFÉRICAS ENTRE OS DIAS 30
DE MAIO E 3 DE JUNHO DE 2009.
O estudo de caso analisado a seguir, visa descrever as condições atmosféricas
presentes entre os dias 29 de maio e 3 de junho de 2009. A partir disso, relatar quais
foram os sistemas causadores desse evento extremo de precipitação, responsável por
204,0 mm de chuva (Belém), 152,4 mm (Altamira), 71,0 mm (Breves), 64,3 mm
(Marabá) e 124,1 mm (Tucuruí).
Os campos de linhas de corrente e divergência (10-5 s-1) em 850 hPa de (a) a (f),
para o período 29 de maio e 03 de junho de 2009 respectivamente, mostram a AAN
intensa entre 30ºN e 50ºW (isso por sai vez intensificou os movimentos descendentes
nessa região, evidenciados nas imagens da satélite (Anexo I) e no decorrer dos dias a
aproximação e intensificação do centro Baixa Pressão, a interação entre esses centros,
intensificou um sistema frontal do Hemisfério Norte, que adentrou o norte da África e
em seguido se aproximou do equador e interagiu com a FIT, que por meio de pulsos de
perturbações nos alísios interagiram diretamente com a ZCIT atingindo o nordeste do
Estado do Pará.
Notou-se também nas imagens de satélite (Anexo I), a presença de um jato com
movimentos descendentes ao seu entorno, ilustrados nos campos de divergência.
Essas configurações atmosféricas foram às responsáveis pelos elevados totais de
chuva ocorridos entre os dias 30 de maio e 3 de junho de 2009.
71
(a)
(b)
(c)
(d)
(e)
(f)
Figura 44: Campos de vento (linhas de corrente) e divergência (10-5 s-1) em 850 hPa de (a) a (f), para o
período 29 de maio e 03 de junho de 2009 respectivamente. (Fonte dos dados: ESRL/PSD/NOAA).
72
4.4 – ANÁLISE DA TRANSFORMADA DE ONDELETAS (TO).
Na Figura 45 mostraram-se os resultados das análises da Transformada de
Ondeletas para os totais mensais de Precipitação em Belém, durante o período de
janeiro de 1989 a dezembro de 2008, em (a) Espectro de Potência (energia) das
Ondeletas (EPO) e (b) Espectro Global das Ondeletas (EGO).
Na Figura 45 (a), as áreas sombreadas na escala de amarelo para vermelho são
de variâncias normalizadas variando de 0 a 5 unidades, com o intervalo de contorno de
0,5, os contornos fechados são significativos ao nível de confiança superior a 95% e a
curva tracejada que tem sua forma parecida à letra “U” representa o cone de influência,
sob o qual o efeito de borda se faz importante. Em (b), tudo que estiver à direita da
curva preta tracejada faz relação com o EGO indicando significância.
(a)
(b)
Figura 45: Espectro da TO para Precipitação Mensal em Belém, (a) Espectro de Potência (energia) das
Ondeletas (EPO) e (b) Espectro Global das Ondeletas (EGO).
O EPO 45 (a) ilustra a evidência mostrada no ciclo anual de chuva em Belém,
período de um ano, cujo esse é o que tem maior contribuição no EGO, Figura 43 (b),
com praticamente toda a energia significativa do Espectro Global de Ondeletas. O ciclo
anual por sua vez, esta diretamente relacionado com o período chuvoso que é controlado
pela migração da ZCIT nessa região.
Os ciclos sazonais, mostrados no período de 0,25 a 0,5 anos, contornado por
linhas pretas, deixam claro que as chuvas em Belém sofrem influências das anomalias
de TSM no Oceano Pacífico, pois, esses mesmos aparecem em anos de ocorrência do
ENOS, uma vez que fica evidente a influência desse fenômeno no período chuvoso
73
dessa região aumentando ou diminuindo os totais mensais. Por outro lado, os contornos
maiores podem ter influencia de condições favoráveis do Oceano Atlântico,
intensificando ou inibindo a precipitação no leste da Amazônia.
As variabilidades mostradas nos períodos de 1 a 2 anos e 2 a 4 anos, mostram
pouca significância no espectro de potencia, porém, parecem estar relacionados a
periodicidade do ENOS.
(a)
(b)
Figura 46: Espectro da TO para Precipitação Mensal em Altamira, (a) Espectro de Potência (energia) das
Ondeletas (EPO) e (b) Espectro Global das Ondeletas (EGO).
Na Figura 46 mostraram-se os resultados da análise da TO para os totais mensais
de Precipitação em Altamira, durante o período de janeiro de 1989 a dezembro de 2008,
respectivamente, em Espectro de Potência (energia) das Ondeletas (EPO) e (b) Espectro
Global das Ondeletas (EGO).
Em (a), as áreas sombreadas na escala de amarelo para vermelho são de
variâncias normalizadas variando de 0 a 5 unidades, com o intervalo de contorno de 0,5,
os contornos fechados são significativos ao nível de confiança superior a 95% e a curva
tracejada que tem sua forma parecida à letra “U” representa o cone de influência, sob o
qual o efeito de borda se faz importante. Em (b), tudo que estiver à direita da curva
preta tracejada faz relação com o EGO indicando significância.
A Figura 46 (a) mostra o ciclo anual de chuva em Altamira, período de um ano,
com contorno preto ao redor, sendo esse o que tem maior contribuição no EGO (Figura
46 (b)). Os ciclos sazonais (0,25 a 0,5) mostram representatividade, porém não com a
mesma significância comprovada pela periodicidade dos eventos ENOS nas chuvas de
Belém, uma vez que apenas os anos de 1991, 1996, 1997, 1999, 2000, 2001 e
74
2005/2006 mostram significância de 95%. Provavelmente a influência nessa região do
ENOS, deva estar condicionada a intensidade do fenômeno.
(a)
(b)
Figura 47: Espectro da TO para Precipitação Mensal em Marabá, (a) Espectro de Potência (energia) das
Ondeletas (EPO) e (b) Espectro Global das Ondeletas (EGO).
Na Figura 47 mostraram-se os resultados da TO para os totais mensais de
Precipitação em Marabá, durante o período de janeiro de 1989 a dezembro de 2008, em
(a) Espectro de Potência (energia) das Ondeletas (EPO) e (b) Espectro Global das
Ondeletas (EGO).
Em (a), as áreas sombreadas na escala de amarelo para vermelho são de
variâncias normalizadas variando de 0 a 5 unidades, com o intervalo de contorno de 0,5,
os contornos fechados são significativos ao nível de confiança superior a 95% e a curva
tracejada que tem sua forma parecida à letra “U” representa o cone de influência, sob o
qual o efeito de borda se faz importante. Em (b), tudo que estiver à direita da curva azul
tracejada faz relação com o EGO indicando significância.
A figura 47 (a) mostra que no EPO, Marabá demonstra ter um ciclo anual
pontual, uma vez que os contornos estão todos fechados até suas extremidades,
evidenciando a variação anual do período seco e período chuvoso. Os contornos entre
0,25 e 0,5 na escala de período, mostram a característica relacionada a ciclos sazonais,
como citados anteriormente, possivelmente ligados ao fenômeno ENOS e nessa região,
também a influencia da passagem de restos de sistemas frontais.
75
4.5 – PERSPECTIVAS CLIMÁTICAS.
As evidências que, desde 1999, a ODP tenha entrado em uma nova fase fria,
parecem se confirmar. É aceito, que o Oceano Pacífico, com sua área que ocupa
aproximadamente 1/3 do planeta, influencie no clima global. Para comprovar essa
hipótese, utilizaram-se dados de TSM e seções médios de movimentos verticais no
período entre 1948-2009, com o intuito de fazer projeções para as próximas décadas.
A Figura 48 mostra os campos de anomalias de TSM no período (a) 1948-1976,
(b) 1977-1998 e (c) 1999-2009 com relação ao período de 1971 a 2000. Notou-se que a
configuração de 1999-2009 caminha em similaridade para a apresentada na antiga fase
fria (1947-1976, Figura 48 (a)), uma vez que a configuração das anomalias negativas de
TSM na figura (a) é idêntica a área de TSM neutra na Figura (c), haja vista que a partir
do final da ultima fase quente (b), essa região do Pacífico está se esfriando lentamente,
até adquirir as condições da fase fria anterior. No Oceano Atlântico (Figura (c)) o ATS
mostra TSM mais frias que o ATN entre 1999 e 2009, analisando a fase fria anterior
(Figura (a)), o ATS apresentou anomalias negativas, enquanto que o ATN mostrou
neutralidade em sua maior parte. Vale ressaltar que a variabilidade dos oceanos é lenta
devido a sua grande capacidade calorífica e que, possivelmente, existe um atraso de
alguns anos na resposta do Atlântico em relação à forçante do Pacífico.
A Seção de Omega para FMA na região compreendida entre 30ºN- 30ºS e 45ºW50ºW entre (a) 1948 a 1976, (b) 1977 a 1998, (c) 1989 a 1998 e (d) 1999 a 2009 em
Pa.s-1, é mostrada na Figura 49. Observou-se a semelhança entre as figuras (a) 19481976 e (d) 1999-2009 e entre as figuras (b) 1977-1998 e (c) 1989-1998, com os
movimentos descendentes mais (menos) intensos e os movimentos ascendentes,
concentrados próximos ao equador (5ºS) respectivamente. Como citado anteriormente,
durante a fase fria da ODP os movimentos verticais se tornam mais intensos assim
como um estreitamento em sua área de influencia.
A partir da análise das figuras 48 e 49 os resultados mostraram que, a atual fase
fria da ODP está se configurando, estando em um estado transitório natural, haja vista,
que se levando em consideração, ocorreram apenas onze anos, que as águas superficiais
do Pacífico Tropical começaram a apresentar indícios de diminuição. Tomando por base
a ultimas fase fria da ODP, espera-se, que essa nova fase, perdure por mais quinze a
vinte anos, o que provavelmente aumentará a ocorrência de eventos extremos de
precipitação, assim como uma maior quantidade de descargas atmosféricas (raios) no
76
leste da Amazônia, isso, devido à maior intensidade dos movimentos verticais
ascendentes, que acarretarão num maior desenvolvimento das nuvens cumulonimbus
em períodos que o Oceano Pacífico apresenta-se mais frio.
(a)
(b)
(c)
Figura 48: Campo de anomalias de TSM período (a) 1948-1976, (b) 1977-1998 e (c) 1999-2009 com
relação
ao
período
de
1971
a
2000.
(Fonte
dos
dados:
ESRL/PSD/NOAA).
77
(a)
(d)
(b)
(c)
Figura 49: Seção de Omega média para FMA na região compreendida entre 30ºN- 30ºS e 45ºW-50ºW entre (a) 1948 a 1976, (b) 1977 a 1998, (c) 1989 a 1998 e (d) 1999 a
2009 em Pa.s-1,. (Fonte dos dados: ESRL/PSD/NOAA)
78
5 – CONCLUSÕES E CONSIDERAÇÕES FINAIS
_______________________________________________________________
Neste estudo, procurou-se caracterizar os eventos extremos de precipitação no
leste da Amazônia, assim como as condições oceano-atmosfera associadas a períodos
com intensa ocorrência desses fenômenos.
Foram usados totais diários de precipitação observados na estação do INMET
em Belém do Pará, no período de janeiro de 1989 a junho de 2009, correspondente a
7.468 dias. A partir disso, foi feita a análise estatística da precipitação diária, que incluiu
a distribuição de freqüência em classes de precipitação a fim de se saber as
características detalhadas das chuvas nessa região. Os resultados obtidos mostraram que
10% dos dias chuvosos em Belém são decorrentes de eventos extremos de precipitação
e que esses eventos são os responsáveis pelos elevados índices pluviométricos da
região, contribuindo, em média com 37% do total anual de chuva.
A ocorrência de eventos extremos no leste da Amazônia aumentou nos últimos
10 anos, o que é atribuído ao resfriamento da troposfera superior durante esse início de
fase fria da ODP. Essa hipótese foi comprovada a partir da análise dos movimentos
verticais, onde o período entre 1999 e 2009 mostrou maior intensidade dos movimentos
ascendentes em relação ao período de 1989 a 1998, além de uma área mais extensa e
com maior intensidade nos movimentos descendentes nas vizinhanças da região. Os
movimentos verticais se intensificaram e se tornaram mais localizados. A maior
atividade convectiva decorrente, também, parece ter sido a causa da maior ocorrência de
descargas elétricas nos últimos 10 anos no leste da Amazônia.
Os índices oceânicos e atmosféricos do Oceano Pacifico, em especial o IOS e o
Índice da ODP, mostraram ser uma ferramenta relevante para a previsão de períodos
com ocorrência de eventos extremos. O IME, apesar de não ter apresentado uma forte
correlação com a precipitação da UDEL na região Amazônica, mostrou valores que, no
geral, acompanharam os valores do IOS e do índice da ODP, nos casos analisados,
indicando que também é uma boa ferramenta diagnóstica. Os índices relativos ao
Oceano Atlântico Norte (OAN e OMA), por sua vez, não mostraram o mesmo grau de
correlação apresentado pelos índices relativos ao Oceano Pacífico, porém, devido terem
apresentado correlação com nível de significância estatística de 90%, de certa forma,
auxiliam nesse tipo de diagnóstico.
79
Tanto a OMA quanto a OAN e o IME podem ter relação com as chuvas da
Amazônia, porém, isso se daria de forma indireta, via teleconexões atmosféricas. As
correlações realizadas entre os índices climáticos e a precipitação foram simultâneas. Os
índices podem, entretanto, ter caráter previsor. Porém, seria necessário usar correlações
adiantadas no tempo com “lags” de alguns meses, para constatar seu potencial como
previsor, o que não foi feito neste trabalho.
Os ventos Alísios, e principalmente a temperatura da superfície do mar, foram
variáveis determinantes para o desenvolvimento e ocorrência de eventos extremos de
precipitação no leste da Amazônia, em especial, por intensificarem e modularem os
sistemas produtores de chuva nessa região, como a ZCIT, brisas e POAs.
A intensidade e o posicionamento da Alta da Bolívia (AB) foram fatores
determinantes para o estabelecimento da convecção no período de verão e outono na
América do Sul, uma vez que a energia necessária para o desenvolvimento dos sistemas
produtores de chuva na região é advinda da intensa liberação de calor latente
(evapotranspiração) para os níveis superiores da atmosfera, associada a AB.
A análise da Transformada de Ondeleta (TO) mostrou que a maior contribuição
da energia esteve associada ao ciclo anual do regime de precipitação do leste da
Amazônia, assim como a influencia de fenômenos de alta freqüência, como o ENOS no
período chuvoso dessas regiões.
As análises dos campos de TSM mostraram que a ODP já está em sua nova fase
fria. Em situações em que o Oceano Pacífico esteve mais frio, houve intensificação dos
movimentos verticais e aumento atividade convectiva sobre a região. Não se sabe quais
são as causas da ODP e por quanto tempo a ODP irá permanecer em sua fase fria, mas é
possível que ela perdure por mais 15 a 20 anos, semelhante ao que ocorreu na fase fria
anterior, entre 1947-1976. Nessas circunstâncias, espera-se um aumento na freqüência
de ocorrência de eventos extremos de precipitação na região leste da Amazônia. O
aumento populacional e a ocupação desregrada do espaço territorial aumentaram a
vulnerabilidade da sociedade e os eventos extremos que venham a ocorrem poderão
gerar catástrofes maiores que os de mesma intensidade produziram no passado.
80
6 – REFERÊNCIAS BIBLIOGRÁFICAS
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89
ANEXO I
90
Vapor D’água as 12:00 UTC 29/05/2009
IR as 12:00 UTC 29/05/2009
Vapor D’água as 18:00 UTC 29/05/2009
IR as 18:00 UTC 29/05/2009
Vapor D’água as 12:00 UTC 30/05/2009
IR as 12:00 UTC 30/05/2009
91
Vapor D’água as 18:00 UTC 30/05/2009
IR as 18:00 UTC 30/05/2009
Vapor D’água as 12:00 UTC 31/05/2009
IR as 12:00 UTC 31/05/2009
Vapor D’água as 18:00 UTC 31/05/2009
IR as 18:00 UTC 31/05/2009
92
Vapor D’água as 12:00 UTC 01/06/2009
Vapor D’água as 18:00 UTC 01/06/2009
Vapor D’água as 12:00 UTC 02/06/2009
IR as 12:00 UTC 01/06/2009
IR as 18:00 UTC 01/06/2009
IR as 12:00 UTC 02/06/2009
93
Vapor D’água as 18:00 UTC 02/06/2009
IR as 18:00 UTC 02/06/2009