clim1_variabilidade de baixa frequencia
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Disciplina: ACA0223 (Climatologia 1) Elaborado por: Gyrlene A. M. da Silva ([email protected]) Departamento de Ciências Atmosféricas, IAG/USP, São Paulo, Brasil INTRODUÇÃO A VARIABILIDADE DE BAIXA FREQÜÊNCIA E TELECONEXÕES O termo Variabilidade de Baixa Freqüência (VBF) é geralmente utilizado para descrever a variabilidade irregular em escalas maiores que dos transientes. A Tabela 1 ilustra as escalas de variabilidade atmosférica, onde a VBF está na escala planetária que pode ser dividida em: Intrasazonal (10-100 dias), Interanual (1-10 anos) e Interdecadal (mais de 10 anos). A VBF é de extrema importância para a previsão do tempo e clima, pois modula eventos da escalas menores com os eventos sinóticos (transientes) e de mesoescala. Tabela 1. Escalas de variabilidade atmosférica. Fonte: Variabilidade climática, Simone Ferraz (notas de aula) Os fenômenos que compõem a VBF se mostram através de padrões de Teleconexão que são em geral encontrados através de técnicas estatísticas como correlações e Funções Ortogonais Empíricas (FOE). Um padrão de Teleconexão possui correlações significativas entre as variáveis meteorológicas em locais distantes do globo. Pode ser observado através de "ondas estacionárias", ou seja, circulações ciclônicas e anticiclônicas (cavados e cristas) em altos níveis da troposfera (300-200hPa). Nesta introdução serão mostrados alguns aspectos relacionados aos padrões de Teleconexão que são importantes para a América do Sul em escalas interanual (ENOS, AAO, OAN); e em escala interdecadal (ODP). Vale ressaltar que existem vários outros padrões de Teleconexão discutidos na literatura, a Oscilação de Madden e Julian (MJO, em inglês), por exemplo, que ocorre em escala intrasazonal é um deles. O EL NIÑO OSCILAÇÃO SUL - ENOS (EL NIÑO SOUTHERN OSCILATION - ENSO) O ENOS representa um fenômeno de interação oceano-atmosfera, associado a alterações dos padrões climatológicos da TSM, temperaturas sub-superficiais e dos ventos alísios na região do Pacífico Equatorial, entre a Costa Peruana e no Pacifico oeste próximo à Austrália. A resposta atmosférica as mudanças da TSM se dá através das modificações nas células de Hadley e Walker que geram mudanças no regime de chuva/temperatura em muitas partes do globo. Estudos revelaram que sobre o Pacífico Equatorial, as anomalias de TSM que mais possuem impacto no regime de circulação atmosférica da América do Sul é a região de Niño 3.4 que é exibida na Figura 1 juntamente com as demais regiões. Mas para analisar os impactos das alterações dos padrões climatológicos da TSM do Pacífico na atmosfera, é preciso verificar também como se encontra a atmosfera em superfície. Para tanto foi estabelecido um índice chamado de Índice de Oscilação Sul (IOS), que representa a diferença da Pressão ao Nível do Médio do Mar (PNMM) entre o Pacifico Central (Taiti) e o Pacífico do Oeste (Darwin/Austrália). Esse índice está relacionado com as mudanças na circulação atmosférica nos níveis baixos da atmosfera como conseqüência do aquecimento/resfriamento das águas superficiais na região do Pacífico Equatorial. Valores negativos, positivos ou próximos de zero do IOS são indicativos da ocorrência das fases do ENOS. Figura 1. Regiões dos Niños. Fonte: CPTEC/INPE A Figura 2 mostra o que acontece em condições normais, ou seja, na fase neutra do ENOS. O Pacífico Equatorial apresenta anomalias de TSM de até 0.5ºC posicionadas sobre o centro-oeste da bacia (cores alaranjadas) e em torno de -0.5ºC (cores esverdeadas) ao leste; o IOS fica então próximo do valor zero. A célula de Walker mostra movimentos ascendentes na região próxima da Austrália e Indonésia e descendentes próximos à costa oeste da América do Sul. Os ventos sopram de leste para oeste próximo à superfície (ventos alísios, setas brancas) e de oeste para leste em altos níveis da troposfera. A termoclina fica bem inclinada, ou seja, com águas mais rasas junto à costa oeste da América do Sul e mais profunda no Pacífico Oeste. Figura 2. Circulações oceânicas e atmosféricas em condições normais sobre o Pacífico Equatorial. Fonte: CPTEC/INPE e Dr. Michael McPhaden do Pacific Marine Environmental Laboratory (PMEL)/NOAA, Seattle, Washington, EUA. Na fase quente do ENOS (Figura 3), também chamada de El Niño (EN) ocorre aquecimento anormal das águas superficiais e sub-superficiais do Oceano Pacífico Equatorial Leste e que em algumas vezes se estendem para a parte central da bacia. A baixa PNMM fica posicionada mais para leste do Pacífico Equatorial do que em condições normais (Figura 2). Por esse motivo a gangorra barométrica, o IOS, assume valores negativos e geralmente maiores que |0.5|. A Figura 3 mostra como ficam as circulações oceânicas e atmosféricas em condições de EN sobre o Pacífico Equatorial. As anomalias positivas de TSM (cores avermelhadas) ficam posicionadas sobre o centro-leste da bacia com valores superiores a 0.5ºC e ao oeste da bacia predominam anomalias negativas. Isto torna a termoclina menos inclinada. As águas mais quentes sobre o centro-leste do Pacífico Equatorial, favorecem convergência em superfície sobre a região e os ventos alísios que climatologicamente sopram de leste para oeste ficam enfraquecidos. A convergência gera movimento ascendente do ar e juntamente com a evaporação ocorre à formação de intensas nuvens convectivas nesta grande área. Por compensação o ar que ascendeu, diverge em altos níveis atmosféricos (~15 km de altura). Parte descende sobre o oeste do Pacífico e outra parte descende sobre a América do Sul em torno do equador. Todo esse processo desloca a circulação de Walker para leste e a enfraquece fazendo com que os ventos alísios ficam enfraquecidos. Como conseqüência ocorrem mudanças da circulação da atmosfera nos níveis baixos e altos e conseqüentes mudanças nos padrões de transporte de umidade e, portanto, variações na distribuição das chuvas em regiões tropicais e de latitudes médias e altas. Em algumas regiões do globo também são observados aumento ou queda de temperatura. Com os ventos alísios mais fracos a ressurgência também diminui no Pacífico Equatorial Leste, e, portanto virão menos nutrientes das profundezas para a superfície do oceano em direção à costa oeste da América do Sul. A ocorrência do El Niño aumenta as diferenças de temperatura entre o Pólo Sul e o Equador, o que contribui para mudança na célula de Hadley. Neste caso ocorre intensificação das Correntes de Jato que por sua vez favorecem que as frentes frias fiquem estacionadas sobre a região Sul do Brasil. Figura 3. Circulações oceânicas e atmosféricas em condições de EN sobre o Pacífico Equatorial. Fonte: CPTEC/INPE e Dr. Michael McPhaden do Pacific Marine Environmental Laboratory (PMEL)/NOAA, Seattle, Washington, EUA. Na fase fria do ENOS, a chamada La Niña (LN) ocorre o resfriamento anormal das águas superficiais e sub-superficiais do Oceano Pacífico Equatorial Leste e que em algumas vezes se estendem para a parte central da bacia. A baixa PNMM fica posicionada sobre as águas mais quentes, ou seja, mais para o oeste Pacífico Equatorial assim como em condições normais só que mais intensa. Por esse motivo o IOS assume valores positivos e geralmente maiores que 0.5. A Figura 4 mostra como ficam as circulações oceânicas e atmosféricas em condições de LN sobre o Pacífico Equatorial. As anomalias negativas de TSM ficam posicionadas sobre o centro-leste da bacia com valores inferiores -0.5ºC (cores azuladas) e ao oeste da bacia predominam anomalias positivas de TSM. As águas mais quentes sobre o oeste do Pacífico Equatorial, favorecem convergência em superfície e os ventos alísios ficam intensificados. A convergência gera movimento ascendente do ar e juntamente com a evaporação ocorre à formação de intensas nuvens convectivas na região da Austrália e Indonésia. Por compensação o ar que ascendeu, diverge em altos níveis atmosféricos e descende sobre a costa sul americanas. Todo esse processo alonga e intensifica a célula de Walker que tem efeito nas mudanças na circulação atmosférica nos níveis baixos e altos atmosféricos. Em algumas regiões do globo são observados efeitos opostos ao do EN. Na ocorrência de LN, as diferenças de temperaturas entre o Equador e o Pólo ficam menos acentuadas, enfraquecendo as Correntes de Jato, o que contribui para que as frentes frias passem rapidamente pelo Sul do País e atinjam muitas vezes latitudes tropicais. Figura 4. Circulações oceânicas e atmosféricas em condições de LN sobre o Pacífico Equatorial. Fonte: CPTEC/INPE e Dr. Michael McPhaden do Pacific Marine Environmental Laboratory (PMEL)/NOAA, Seattle, Washington, EUA. Os eventos de EN e LN tendem a se alternar a cada 3-7 anos. Porém, de um evento ao seguinte o intervalo pode mudar de 1 a 10 anos. Algumas vezes, os eventos tendem a ser intercalado por condições normais e o fim do EN é determinado pela dinâmica do sistema oceano-atmosfera. Durante o evento EN o máximo de aquecimento é geralmente observado em dez-jan-fev. As La Niñas têm períodos menores que os El Niños de aproximadamente 9 a 12 meses, e somente algumas episódios persistem por mais que 2 anos. Outro ponto interessante é que os valores das anomalias de TSM em anos de LN têm desvios menores que em anos de EN. Impactos do ENOS A relação entre ENOS e sua impacto remoto (teleconexão), principalmente na precipitação, tem sido investigada por muitos autores. A Figura 5 sumariza esta relação através do impacto canônico do ENOS, ou seja, quando se considera o impacto de vários eventos EN ou LN que ocorrem em seqüência. Para a América do Sul, na fase quente do fenômeno ocorre déficit de precipitação ou mesmo secas no Norte e Nordeste do Brasil e chuvas acima do normal sobre o Sul do Brasil, Norte da Argentina, Uruguai e Chile. Por outro lado, a fase fria do ENOS, tem de forma geral mostrado chuvas com sinais opostos sobre as mesmas regiões. a) Impacto canônico EN (dez-jan-fev) b) Impacto canônico EN (jun-jul-ago) c) Impacto canônico LN (dez-jan-fev) d) Impacto canônico LN (jun-jul-ago) Figura 5. Impacto canônico do ENOS. Fonte: CPTEC/INPE Muitas vezes as intensidades dos eventos EN e LN variam bastante de caso a caso. É a chamada variabilidade inter-ENOS. Por esse motivo existem índices que classificam o ENOS como forte, moderado ou fraco, dependendo da intensidade e posição das anomalias de TSM sobre o Pacífico Equatorial. Estes índices podem ser encontrados em [http://www.cpc.ncep.noaa.gov/]. A OSCILAÇÃO DECADAL DO PACÍFICO (Pacific Decadal Oscilation – PDO) O estudo de Mantua et at.(1997) relata que a ODP é descrita pelo primeiro modo de FOE das anomalias mensais de TSM ao norte de 20°N n o oceano Pacífico desde 1900. Este modo é comparado ao ENOS, porém vale ressaltar que o ENOS mostra variabilidade interanual e os padrões de TSM, PNMM são mais confinados equatorialmente no Pacífico. Já a ODP possui variabilidade interdecadal com oscilações no período aproximado de 50 anos e as anomalias de TSM e PNMM são aproximadamente simétricas em torno do equador e menos confinadas equatorialmente. Fase quente (Figura 6a) - as anomalias de TSM tendem a ser anomalamente frias na região central do Pacífico Norte e há aprofundamento da Baixa pressão das Aleutas juntamente com águas mais quentes sobre a costa oeste das Américas. Fase fria (Figura 6b) – ocorre um padrão aproximadamente inverso. A Figura 7 mostra a evolução temporal do índice da ODP onde ficam bem definidos dois ciclos: ODP fria de 1890-1924 e novamente 1947-1976, e ODP quente dominando de 19251946 e de 1977 até fins da década de 1990. Do começo do ano 2000 até set 2009 o índice vem apresentando um comportamento oscilatório não mostrando uma fase bem definida. Figura 6 - Padrões típicos de verão austral das anomalias de TSM (colorido), PNMM (contorno) e stress do vento (vetores) durante (a) fase quente e (b) fase fria da ODP. Fonte: Mantua et al. (1997) Figura7: Evolução mensal da ODP. Em vermelho (fase quente), em azul (fase fria). Fonte: http://jisao.washington.edu/pdo/ Alguns estudos recentes relatam sobre o impacto da ODP na América do Sul: - Robertson e Mechoso (2000) - aumento da precipitação e escoamento dos rios sobre o sudeste da América do Sul e sudeste da Amazônia, e decréscimo das chuvas no norte da Amazônia (Marengo, 2004) depois de 1976/77 consistente com a mudança de fase da ODP. - Zhang et al (1997) - condições de chuva acima do normal nos subtrópicos durante anos de EN ocorridos na fase quente da ODP, e condições de chuva abaixo da normal na maior parte tropical e cone sul da América do Sul seguida de aquecimento na temperatura do ar. - Kayano e Andreoli (2007); Silva et al (2010) – os efeitos das teleconexões do ENOS agem construtivamente (destrutivamente) quando ENOS e ODP estão na mesma fase (fases opostas). Modo Anular Sul – MAS (Southern Annular Mode - SAM) Antes de falarmos sobre o MAS vale a pena comentar sobre o parâmetro atmosférico chamado de altura geopotencial. Através dele é possível determinar a altura dos níveis de pressão atmosférica num dado local, tendo como referência o NMM e não a elevação do local. Anomalias positivas de altura geopotencial indicam a presença de altas pressões ao NMM, inibição de convecção e altas temperaturas. Anomalias negativas indicam o contrário. O MAS foi identificado por Carvalho et al. (2005) através da aplicação da técnica de FOE em uma série de anomalias diárias de altura geopotencial em 700 hPa para o Hemisfério Sul. Na fase positiva (Figura 8) predominam anomalias negativas de geopotencial (cores azuladas) na região da Antártida e positiva ao redor da região de latitudes médias (cores avermelhadas). Ou seja, climatologicamente a atividade dos transientes, como os ciclones extratropicais e frentes frias, que é observada em latitudes médias fica deslocada para as regiões próximas da Antártida. Já nas latitudes médias o predomínio do cinturão de altas pressões modifica a trajetória e intensidade de sistemas transientes. Na fase negativa do MAS ocorre o contrário da fase positiva. Ou seja, uma maior freqüência de ciclones extratropícais e frentes frias é esperada na região de latitudes médias. O Grupo de Estudos Climáticos (GrEC/USP) vem mensalmente monitorando o MAS. Os comentários a respeito do comportamento mensal deste modo podem ser encontrados no item “D” da homepage do Grupo em [http://www.grec.iag.usp.br]. Figura 8. Modo Anular Sul. Fonte: http://www.cpc.noaa.gov/ A OSCILAÇÃO DO ATLÂNTICO NORTE (North Atlantic Oscillation NAO) Este modo de VBF tem maior impacto no tempo e clima das regiões do Atlântico Norte, e alguns continentes vizinhos, como a América do Sul, por exemplo. Fase positiva (Figura 9a) – durante o inverno do Hemisfério Norte (dez-jan-fev) a Baixa pressão da Islândia e Alta pressão dos Açores (ou Alta Sutropical do Atlântico Norte) ficam mais intensas o que intensifica os ventos oestes sobre o Atlântico Norte. Ocorrem tempestades mais freqüentes e mais intensas cruzando o Atlântico Norte numa trajetória mais meridional que acarretam em invernos mais quentes e úmidos na Europa e leste dos EUA, mais frios e secos no norte do Canadá e Groenlândia. Para a América do Sul a intensificação da Alta pressão dos Açores favorece a intensificação dos ventos alísios de nordeste em direção ao continente e conseqüentemente maior transporte de umidade para o interior da América do Sul. Fase negativa (Figura 9b) - a Baixa da Islândia e Alta dos Açores ficam menos intensas do que o normal favorecendo ventos de oeste mais fracos sobre o Atlântico Norte. Com isso podem ocorrer tempestades menos freqüentes e menos intensas cruzando o Atlântico Norte numa trajetória mais zonal, invernos mais úmidos no Mediterrâneo e mais frios no norte da Europa e no leste dos EUA. Temperaturas de inverno mais amenas também são observadas na Groenlândia. Para a América do Sul o enfraquecimento da Alta pressão dos Açores contribui para o enfraquecimento dos ventos alísios de nordeste e conseqüentemente redução no transporte de umidade para o interior da América do Sul. Figura 9: Diagrama esquemático da NAO. a) fase positiva; b) fase negativa. Fonte: http://secamlocal.ex.ac.uk/ A Figura 10 ilustra o índice mensal do OAN que possui variabilidade irregular, com variações de ano para ano, mas também exibe uma tendência de permanecer na mesma fase durante alguns anos. Figura11. Índice mensal do OAN. Fonte: http://secamlocal.ex.ac.uk/ Referências Carvalho, l. M. V.; Jones, C.; Ambrizzi, T. Opposite phases of the antarctic oscillation and relationships with intraseasonal to interannual activity in the tropics during the austral summer. Journal of Climate, v. 18, n. 5, p. 702–718, 2005. Ferraz, SF. Variabilidade climática, Departamento de Física/CCNE/UFSM/Santa Maria, RS, notas de aula http://acd.ufrj.br/~jricardo/unidade4.ppt http://www.cpc.noaa.gov/ http://www.cptec.inpe.br http://www.fundaj.gov.br/ http://www.grec.iag.usp.br http://jisao.washington.edu/pdo/ http://secamlocal.ex.ac.uk/ Kayano MT, Andreoli RV (2007) Relations of South American summer rainfall interannual variations with the Pacific Decadal Oscillation. Inter J Climatology 27:531–540 Mantua NJ, Hare SR, Zhang Y, Wallace JM, Francis RCA (1997) Pacific interdecadal climate oscillation with impacts on salmon production. Bull Amer Meteor Soc 78:1069-1079 Robertson, A.W.; Mechoso, C.R. Interannual and interdecadal variability of the South Atlantic convergence zone. Monthly Weather Review, v. 128, p. 2947-2957, 2000 Silva, GAM; Drumond, A; Ambrizzi, T. 2010. El Niño events and their evolution in different phases of the Pacific Decadal Oscillation: observational and numerical analyses over South America, submitted to TAC Zhang, Y.; Wallace, J. M.; Battisti, D. ENSO-like interdecadal variability: 1900-93. J. Climate, v. 10, p. 1004-1020, 1997