variabilidade interanual e intrasazonal nos trpicos e

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VARIABILIDADE INTRASAZONAL E INTERANUAL DE EXTREMOS NA
PRECIPITAÇÃO SOBRE O CENTRO-SUL DA AMAZÔNIA
DURANTE O VERÃO AUSTRAL
MICHEL NOBRE MUZA1 E LEILA MARIA VÉSPOLI DE CARVALHO2
Depto. de Ciências Atmosféricas, Instituto de Astronomia, Geofísica e
Ciências Atmosféricas – IAG, Universidade de São Paulo
Rua do Matão, 1226. Cidade Universitária. CEP 05508-900. São Paulo-SP
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RESUMO
A ocorrência de extremos de precipitação e estiagem nas anomalias intrasazonais a interanuais
da precipitação é investigada sobre o centro-sul da Amazônia. Estimativas de precipitação em pêntadas
obtidas por satélite e estações de superfície de 1979 a 2002 com resolução espacial 2.5º são usadas para
selecionar os extremos. As séries temporais em cada ponto de grade foram filtradas em freqüência nas
escalas intrasazonal (20-90 dias) e baixa-freqüência (em períodos maiores do que 370 dias). O critério
para a seleção de eventos baseou-se nos quartis da distribuição de freqüências das anomalias de
precipitação em cada banda considerada, para cada ponto de grade. A variabilidade da persistência de
pêntadas extremas também foi examinada nesse estudo. Os resultados mostram que eventos extremos
intrasazonais parecem modulados por mecanismos atmosféricos como a propagação de trens de onda de
latitudes médias relacionados à propagação de distúrbios tropicais na mesma banda de freqüência.
Extremos na precipitação em baixa-freqüência parecem associados a padrões atmosféricos distintos, os
quais sugerem que episódios El Niño-Oscilação Sul (ENOS) fortes favorecem o sinal das anomalias
extremas. Durante extremos de chuva observa-se a presença do dipolo meridional na temperatura da
superfície do mar (TSM) do Atlântico tropical, enquanto para extremos de seca, há um outro dipolo
observado restritamente sobre o Atlântico Sul, ambos os padrões relacionados ao primeiro modo de
variabilidade da TSM nessa região. O aumento da componente oeste da circulação em altos-níveis sobre
os trópicos da América do Sul parece representar um importante mecanismo para a ocorrência de
extremos em ambas escalas. Menos de 25% dos extremos de chuva (seca) na escala intrasazonal
ocorreram em anos com extremos de chuva (seca) em escala interanual.
Palavras-chave: Centro-sul da Amazônia, Extremos de precipitação, Oscilação de Madden-Julian, El
Niño/Oscilação Sul, Zona de Convergência do Atlântico Sul.
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Interannual and intraseasonal Variability of Extreme Precipitation and
Drought over Southern Amazon during the Austral Summer
ABSTRACT
The occurrences of extreme precipitation on intraseasonal to interannual timescales are
investigated over Southern Amazon during the austral summer. Pentad precipitation based on gauge
observations and satellite estimates from 1979 to 2002 and 2.5o spatial resolution are used to identify
extremes. Precipitation time-series are filtered on intraseasonal timescales (20-90 days) and interannual
timescales (periods > 370 days). Extreme rainfall and drought are then determined based on the quartiles
of the seasonal rainfall distribution on each grid point and for each timescale. Persistence of extreme
rainfall/droughts is also examined. The results indicate that extreme rainfall and drought events on
intraseasonal timescales seem modulated by atmospheric mechanism characterized by the propagation of
midlatitude wave trains that originate from tropical disturbances over the Pacific. On interannual timescales, extreme precipitation and drought over southern Amazon show distinct characteristics, suggesting
the importance of El Niño-Southern Oscillation (ENSO) phases. However, a dipole pattern in the sea
surface temperature (TSM) low-frequency anomalies over the tropical Atlantic appears related to extreme
precipitation on the same time-scale. On the other hand, drought is associated with a north-south
orientated SST dipole over Southern Atlantic. The enhancement of the zonal wind component in the
tropical upper-troposphere is likely a key dynamical forcing for the occurrence of extreme precipitation
events on both timescales. It is shown that less than 25% of extreme precipitation (drought) on
intraseasonal timescales occurred during years characterized as extreme wet (dry) on interannual
timescales.
Key words: Southern Amazon, Extreme precipitation, drought, Madden-Julian Oscillation, El
Niño/Southern Oscillation, South Atlantic convergence zone.
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1. Introdução
A variabilidade da precipitação e, portanto, a ocorrência de eventos de precipitação
intensa ou de escassez prolongada faz parte do controle natural dos ecossistemas. Uma melhor
compreensão da variabilidade climática dos extremos de chuvas e seca pode auxiliar tanto no
planejamento da ação de combate à degradação do meio ambiente, quanto fornecer elementos
para a preservação e desenvolvimento sustentável de uma região de modo a lidar com os
episódios adversos (Nobre et al., 1991). As variações nos padrões atmosféricos, principalmente
no escoamento em baixos níveis, influenciam e interferem na umidade do solo e vegetação e,
portanto, nas trocas entre a superfície terrestre e a atmosfera. A seqüência de chuvas e períodos
de estiagem causa grande impacto na amplitude da variação de anomalias de uma determinada
cobertura vegetal (Dessay et al., 2004). Além disso, alterações na variabilidade intrasazonal a
interanual dessas anomalias é outro fator importante que pode controlar ou afetar sua
manutenção em longo prazo. Por essa razão, o conhecimento dos mecanismos relacionados a
extremos de chuva e seca, principalmente sobre áreas de maior tensão ecológica de floresta,
como é o caso do centro-sul da Amazônia, é fundamental para o equilíbrio do ecossistema
(Dessay et al., 2004).
A variabilidade climática sobre o centro-sul da Amazônia é influenciada tanto por
aspectos tropicais quanto subtropicais. O ciclo anual da precipitação nessa região mostra um
máximo durante o verão austral relacionado à Zona de Convergência do Atlântico Sul (ZCAS),
enquanto a porção norte da Amazônia apresenta o máximo durante o outono austral associada à
migração para sul da Zona de Convergência Intertropical (ZCIT) (Souza et al., 2000; Marengo
et al., 2001). A ZCAS é uma característica marcante da precipitação sobre a América do Sul e é
definida como uma região de alta variabilidade convectiva posicionada a leste da Cordilheira
dos Andes com orientação noroeste-sudeste, estendida desde o sul e leste da Amazônia até o
Atlântico Sul (Zhou and Lau 1998; Liebmann et al, 1999; Carvalho et al, 2004). A ZCAS está
relacionada à circulação monçônica sobre a América do Sul (Zhou and Lau, 1998; Marengo et
al., 2001) e sua variabilidade espacial e temporal têm papel fundamental para a distribuição dos
extremos de chuvas sobre essas regiões (Carvalho et al. 2002 ; Carvalho et al, 2004)
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As variações intrasazonais no verão austral modulam as principais zonas de
convergência do Hemisfério Sul e têm sido associadas com a Oscilação de Madden-Julian
(OMJ: Madden and Julian, 1994). A OMJ manifesta-se como uma célula de grande escala com
propagação zonal para leste (Weikmann et al., 1985). Essas características são mais nítidas na
faixa tropical, onde a convecção relativa à OMJ é vista fora de fase entre o Oceano Índico e o
Pacífico oeste, assim como entre a região da Indonésia e América do Sul. De fato, Carvalho et
al. (2004) mostraram que as características da variabilidade espacial e da intensidade dos
eventos de precipitação no centro-leste da América do Sul são relacionadas às fases de
propagação da OMJ durante o verão austral, da mesma forma que existe um papel dessa
oscilação na modulação das anomalias de supressão prolongada.
Em baixa freqüência, um outro mecanismo que modula a convecção global é o
fenômeno El Niño-Oscilação Sul (ENOS). Esse fenômeno é observado quando anomalias da
temperatura da superfície do mar (TSM) persistem por vários meses na parte central-leste do
Pacífico equatorial e são relacionados diretamente a flutuações atmosféricas entre o Pacífico
central e a região da Indonésia (Drumond and Ambrizzi, 2003). Na América do Sul, vários
estudos (e.g., Ropelewski and Halpert, 1987; Karoly, D.J., 1989; Kousky and Kayano, 1994;
Souza et al., 2000) documentaram o aumento (diminuição) da precipitação no sul (norte) da
América do Sul durante episódios El Niño (La Niña). Por exemplo, existe uma maior freqüência
de precipitação extrema sobre a parte continental da ZCAS associada a períodos neutros e de La
Niña quando comparado a ZCAS oceânica (Carvalho et al., 2004). Isso é mais evidente quanto
maior a persistência temporal dos eventos. Porém, a evidente influência dos episódios ENOS
nas regiões em torno do centro-leste da América do Sul ainda permanece desconhecida.
Alguns destes trabalhos prévios indicam que a característica espaço-temporal da
precipitação extrema durante o verão austral depende de mecanismos variando da escala
intrasazonal a interanual. Como conseqüência, tais mecanismos podem afetar as características
da distribuição das chuvas sobre o centro-sul da Amazônia e, portanto, seus extremos. O
objetivo deste trabalho é distinguir como fenômenos em escala intra-sazonal e inter-anual (esta
última referida neste estudo como baixa freqüência) modulam os extremos de precipitação e
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estiagem sobre essa região. Com esse propósito, pretende-se ampliar o conhecimento sobre a
variabilidade dos extremos em diferentes escalas temporais e possíveis teleconexões com os
trópicos e subtrópicos. O presente trabalho está estruturado da seguinte maneira: uma descrição
dos dados meteorológicos utilizados nesse estudo, a metodologia utilizada para a filtragem
temporal dos dados e o método para a seleção de eventos extremos estão discutidos no item 2. A
variabilidade intrasazonal dos eventos extremos de precipitação e estiagem é apresentada no
item 3. No item 4 são vistas as análises dos extremos com respeito à variabilidade interanual.
No item 5 examina-se a intercomparação entre a variabilidade intrasazonal e interanual dos
extremos. Finalmente, conclusões desse estudo são resumidas no item 6.
2. Dados Meteorológicos e Metodologia
a) Descrição do conjunto de dados
Os dados utilizados nesse estudo constituem-se de médias de 5 dias (pêntadas),
sendo estes: precipitação do Global Precipitation Climatology Project – GPCP (Xie et al.
2003), que englobam estimativas de satélite juntamente a medições em estações de superfície;
circulação atmosférica em altos e baixos níveis e TSM global obtidas de reanálises do National
Center for Environmental Prediction (Kalnay et al. 1996); radiação de onda longa emergente –
ROLE (Liebmann and Smith, 1996). Todos esses dados apresentam resolução de 2.5º de
latitude/longitude e domínio global. O período considerado será 1979 a 2002, somando um total
de 1754 pêntadas. Além disso, dados de precipitação em estações meteorológicas da Agência
Nacional de Energia Elétrica – ANEEL interpolados em ponto de grade (2.5º de
latitude/longitude) obtidos na região de estudo foram incorporados neste estudo para verificação
e comparação com o GPCP.
[FIGURA 1A E 1B]
A dispersão entre a precipitação estimada pelo GPCP e obtida por estações da
ANEEL durante o verão austral (considerando o trimestre de dezembro a fevereiro – DJF), para
a média em uma área quadrangular limitada em 5º a 15ºS de latitude e 55º a 65ºW longitude está
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indicada na Figura 1a. Neste ajuste foram incluídos também os casos de precipitação média
igual a zero. A correlação entre ambas estimativas é ~0.9, (variância explicada pela reta de
regressão linear de 0.81%). Para uma análise mais objetiva, foram investigadas comparações
com respeito aos limiares de percentil. Devido à assimetria na distribuição de precipitação
observada (Wilks, 1995) ajustou-se a função de distribuição de probabilidade “gama” à
precipitação sazonal (DJF) (Ropelewski and Halpert, 1987). A figura 1b mostra que o GPCP
subestima a precipitação em relação às observações para os limiares superiores (acima da
mediana) e superestima nos limiares inferiores. É importante mencionar que, de acordo com
Huffmann et al (1997), o GPCP utiliza uma metodologia diferenciada para estimativa da
precipitação em diferentes regiões do globo, como sobre continentes e oceanos, e para regiões
com chuvas intensas (ou nenhuma chuva). Além disso, nota-se que as diferenças relativas entre
o quartil superior (percentil de 75th) e inferior (25th) nas duas fontes de dados de precipitação são
menores que 5%. Estes percentis serão utilizados para a definição de extremos, como
discutiremos a seguir.
[FIGURA 2A E 2B]
A figura 2a mostra o percentil de 75% nos dados do GPCP, onde se observa a
extensão noroeste-sudeste da ZCAS. Sobre o centro-sul da Amazônia 12 mm/dia é o limiar de
precipitação acima do qual apenas 25% da distribuição de freqüências se encontra (o que
corresponde ao percentil de 75%). Nota-se que este limiar é ainda maior do que o observado na
mesma época do ano sobre região equatorial devido à presença da Zona de Convergência
Intertropical (ZCIT). Para a região central da América do Sul, o limiar correspondente a 25% da
distribuição está em torno de 3 mm/dia (fig. 2b), enquanto no centro sul da Amazônia esse
limiar corresponde a 4,5 mm/dia.
b) Método para seleção de eventos e separação de escalas temporais:
A seleção de eventos extremos de precipitação e estiagem baseia-se no percentil da
distribuição temporal e na persistência de sua ocorrência. No presente estudo, estamos
interessados em investigar a variabilidade de extremos sobre a Amazônia central, no domínio
que apresentou maior magnitude dos limiares de 75 e 25% (veja caixa na fig. 2) da distribuição
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de chuvas. Essa região contém 10ºx10º de latitude/longitude, compreendendo uma área em
grande escala de 1.232.100 Km2, que corresponde a 5x5 pontos de grade (25 pixels). As
magnitudes dos limiares dos percentis de 75 e 25% em cada ponto de grade são parâmetros do
critério de seleção dos extremos. Assim, se em uma determinada pêntada mais da metade da
região escolhida (ou seja, acima de 12 pixels) apresentar valores de precipitação acima (abaixo)
do percentil de 75 (25%), considera-se como extremo de chuva (seca). A persistência dos
eventos foi definida de acordo com a ocorrência consecutiva de pêntadas que satisfazem as
condições de extremos. A persistência também é uma informação importante para as análises de
significância estatística, a qual requer o conhecimento do número de graus de liberdade
relacionado à ocorrência de eventos independentes. Definiu-se “evento” neste trabalho a toda
observação de extremos com persistência de duas ou mais pêntadas, como será mostrado
adiante.
[FIGURA 3]
Para a separação de escalas temporais relacionadas às oscilações intrasazonais (2090 dias) e baixa-freqüência (>370 dias), os dados foram filtrados em freqüência utilizando-se
transformada rápida de Fourier (FFT). Detalhes sobre a metodologia de filtragem usando FFT
podem ser vistos em Helms (1967). A figura 3 mostra um exemplo das séries temporais filtradas
na escala intrasazonal (linha escura) e de baixa freqüência (clara) para a média espacial da
região escolhida sobre a Amazônia, como mostrado na figura 2. Feita a filtragem, apenas as
anomalias referentes ao trimestre de dezembro a fevereiro foram analisadas.
3. Variabilidade Intrasazonal
Os resultados mostrados a seguir dizem respeito aos eventos extremos intrasazonais
de chuva e seca em termos de sua variabilidade interanual, persistência e características da
precipitação e circulação atmosférica em altos e baixos níveis. Todos os resultados de
composições de eventos mostrados na seqüência apresentam significância estatística ao nível de
95% de acordo com o teste t de Student, onde os graus de liberdade correspondem ao número de
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eventos independentes selecionados. Na variabilidade interanual dos extremos de chuva e seca
em escala intrasazonal (Fig. 4a) observa-se que os eventos ocorrem uma ou duas vezes por
verão, mais raramente três vezes ou nenhuma vez. Esta irregularidade da ocorrência entre
verões é consistente com os resultados de Jones et al. (2004) que mostram uma grande
variabilidade interanual da atividade intrasazonal no Pacífico Equatorial. A maioria (≥50%) dos
eventos extremos persistiu por duas ou mais pêntadas (Fig. 4b). Na composição da precipitação
durante extremos de chuva e seca no centro-sul da Amazônia (5-15ºS e 55-65ºW) observam-se
amplas áreas de anomalias significativas positivas (Fig. 5a) e negativas (Fig. 5b) de precipitação
sobre a região continental no leste da América do Sul se estendendo em direção à ZCIT e à
ZCAS (Carvalho et al., 2002), enquanto anomalias de sinal oposto são vistas no sul do Brasil e
parte do Uruguai. Este padrão de anomalias na chuva caracteriza a gangorra de precipitação
entre a ZCAS e as planícies ao sul (Paegle et. al. 2000). Notam-se também anomalias
significativas no Pacífico oeste e Indonésia, com padrões que variam conforme o sinal dos
extremos de precipitação sobre o Brasil. Grimm e Silva Dias (1995) mostraram que a forma e o
posicionamento da convecção na região da ZCPS influenciam a convecção na ZCAS.
[FIGURA 4a, 4b]
A circulação da alta troposfera representada pelo vento zonal em 200 hPa apresenta
anomalias de leste na faixa equatorial e de oeste sobre o leste da América do Sul durante
extremos de chuva sobre o centro-sul da Amazônia (Fig. 6a). De maneira oposta, eventos
extremos de seca (Fig. 6b) mostram anomalias de leste (oeste) sobre o leste da América do Sul
(faixa equatorial). As anomalias de oeste ou de leste em aproximadamente 15ºS são
relacionadas ao posicionamento de trens de ondas propagando-se de latitudes subtropicais.
Eventualmente, esse deslocamento pode ser relacionado à intensificação de anomalias de oeste,
que formam um importante fluxo de energia cinética associada à precipitação intensa (Carvalho
et al., 2004). Nota-se que a configuração de trem de ondas se estende até a faixa equatorial da
América do Sul e pode estar ligada às oscilações intrasazonais (Weickmann et al., 1985). Em
baixos-níveis, pode-se constatar que durante os extremos de chuva (Fig. 6c), anomalias
ciclônicas são vistas com centro situado sobre o Sudeste e Sul do Brasil. A porção norte desse
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ciclone anômalo está associada ao fluxo de noroeste sobre a Bacia Amazônica. Trabalhos
prévios (Jones and Carvalho, 2002; Carvalho et al., 2002) mostram que anomalias intrasazonais
de oeste em baixos-níveis na América do Sul tropical estão associadas com períodos de
intensificação do regime de monções da América do Sul. Por outro lado, extremos de seca (Fig.
6d) mostram um fluxo aproximadamente de sudeste sobre o centro-sul da Amazônia relacionado
a anomalias anticiclônicas sobre o sul-sudeste do Brasil. Um interessante aspecto das anomalias
intrasazonais da circulação de baixos-níveis é que eventos extremos de chuva e seca
apresentaram características opostas nas anomalias não apenas sobre o centro-sul da Amazônia,
mas sobre todo o domínio horizontal considerado (comparar figuras 6c e 6d). Jones e Carvalho
(2002) mostram que as variações intrasazonais nas anomalias da circulação de baixos-níveis (as
mudanças de regime de ventos de oeste para leste) estão relacionadas à propagação de um trem
de ondas de médias-latitudes (Liebmann et al., 1999), o qual também está caracterizado no
padrão de alternância das anomalias do vento zonal em 200hPa (Figs. 6a e 6b). Assim,
distúrbios intrasazonais parecem modular a intensidade das chuvas não só sobre o centro-sul da
Amazônia mas por toda a extensão da ZCAS.
[FIGURA 5a, 5b]
A importância da propagação de trens de ondas de latitudes médias em associação
com a alternância do padrão de circulação de altos e baixos-níveis (Fig. 6) sobre o centro-sul da
Amazônia pode ser claramente identificada pela configuração espacial das anomalias
intrasazonais da altura geopotencial em 200hPa (Fig. 7) para os casos de extremos de chuva
(Fig. 7a) e seca (Fig.7b). Observa-se uma alternância nos padrões das anomalias intrasazonais
da altura geopotencial em 200hPa se estendendo nos extratrópicos do Hemisfério Sul, desde a
Austrália até o leste da América do Sul. Hoskins e Ambrizzi (1993) utilizando um modelo
barotrópico mostram que existe um guia de ondas no Pacífico Sul, tal que a atividade
preferencial das ondas atmosféricas é canalizada para a região do jato subtropical. Este processo
poderia ser estimulado por perturbações em grande escala na zona equatorial, tais como as
observadas quando a convecção associada à OMJ propaga-se do Oceano Índico para o Pacífico
Oeste. Assim, os extremos nas anomalias intrasazonais da chuva no centro-sul da Amazônia
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parecem estar associados com perturbações oriundas dos subtrópicos como resultado de
forçantes atmosféricas remotas que se propagam do equador e atuam sobre a América do Sul.
[FIGURA 6a, 6b, 6c, 6d]
Para se estabelecer uma comparação entre extremos intrasazonais de precipitação e
a OMJ foi utilizado um índice que caracteriza os padrões de propagação da convecção dessa
oscilação. Estudos prévios (e.g., Ferranti et. al. 1990; Jones et al., 2004, Carvalho et al. 2004)
sugerem que as fases da OMJ podem ser caracterizadas pelos dois primeiros modos de
variabilidade obtidos a partir do cálculo das Funções Ortogonais Empíricas (EOF) das
anomalias intrasazonais do campo de ROLE. Ou seja, o índice utilizado para caracterizar as
fases da OMJ neste estudo foi obtido como o coeficiente temporal resultante das duas primeiras
EOFs. Esses estudos prévios mostraram que o primeiro modo (EOF-1) lidera o segundo (EOF2) em 2 a 3 pêntadas. De modo a isolar o sinal característico de cada fase da oscilação, foram
separadas as pêntadas que apresentaram valores absolutos do coeficiente temporal desses modos
acima (abaixo) do percentil de 75% (25) da distribuição durante o verão (DJF). Segundo o
critério adotado, a fase da OMJ caracterizada pelo primeiro modo positivo mostra a
intensificação da convecção sobre a faixa tropical do Oceano Índico (Fig. 8a) e supressão sobre
o Pacífico oeste-central (↑Índico ↓PO) como discutida por Weickmann et al. (1985). De forma
oposta, o primeiro modo negativo (Fig. 8c) mostra a supressão da convecção sobre o Índico e
intensificação no Pacífico oeste-central (↓Índico ↑PO). O segundo modo positivo (Fig. 8d) está
associado com a fase em que a convecção se intensifica sobre a América do Sul e Pacifico
Central e se desintesifica na Indonésia (↓Indonésia ↑AS). O segundo modo negativo (Fig. 8b)
está, portanto, associado com a fase em que a convecção se desintensifica sobre a Indonésia e se
intensifica sobre a América do Sul (↑Indonésia ↓AS).
[FIGURA 7a, 7b]
A relação de ocorrência simultânea de eventos extremos de chuva ou de seca em
escala intrasazonal com a presença das fases de propagação convectiva da OMJ (Fig. 9) mostra
que extremos de chuva estiveram mais associados à fase ↓Indonésia ↑AS em relação a outras
fases, principalmente em relação a fase ↑Indonésia ↓AS (diferença estatisticamente significativa
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ao nível de 5%). Os extremos de seca apresentam maior ocorrência na fase ↑Indonésia ↓AS e
distinção em relação a outras fases. A ocorrência de eventos extremos de chuva ou de seca nas
fases que mostram sinal oposto entre o Índico e Pacífico oeste-central apresenta proporções
aproximadamente semelhantes.
4. Variabilidade de Baixa-freqüência
Um dos principais mecanismos que modula a precipitação global em baixa
freqüência é o fenômeno ENOS (Ropelewski and Halpert, 1987). Entretanto, a compreensão da
variabilidade climática de algumas regiões reside em se entender o papel da própria
variabilidade nos episódios ENOS e ainda, da interação com outros mecanismos de mais lenta
periodicidade. Nesse item serão mostrados importantes aspectos relacionados a períodos
extremos em baixa freqüência sobre o centro-sul da Amazônia. A ocorrência dos eventos
extremos em baixa freqüência de um verão para o outro (Fig. 10a) mostra que, por se tratar de
anomalias de baixa freqüência, quando ocorrem extremos, sejam de seca ou de chuvas, estes
caracterizam toda uma estação (Fig. 10b). De fato, isto é conseqüência das lentas oscilações do
sinal de baixa freqüência (Fig. 3). As fases do ENOS, classificadas segundo o National Centers
for Environmental Prediction/Climate Prediction Center (NCEP/CPC) estão indicadas na figura
10a. Embora a fase quente do ENOS esteja associada a 4 dos 6 eventos de seca observados, este
fenômeno não parece ser o único fator que modula os extremos em baixa freqüência. Por
exemplo, os verões de 1983 e 1984 foram considerados como La Niña fraca e caracterizados por
extremos secos. Para os extremos chuvosos, a relação é ainda mais variável.
[FIGURA 8a, 8b, 8c e 8d]
[FIGURA 9]
Nas composições da precipitação durante eventos extremos de chuva (Fig. 11a),
observam-se anomalias positivas sobre a Amazônia estendendo-se em direção à ZCIT, ao passo
que no Pacífico central, anomalias negativas são observadas sobre o Pacífico central e positivas
nos subtrópicos. Esta configuração é semelhante ao que é observado durante episódios La Niña,
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embora significativas anomalias positivas de precipitação próximas à região da Indonésia
estejam ausentes. Sobre o Pacífico tropical, a composição das anomalias de TSM em baixa
freqüência (TSMBF) indica o favorecimento de um resfriamento sobre o Pacífico tropical, a leste
da América do Sul e aquecimento no Pacífico oeste. De maneira oposta, padrões de TSMBF
semelhantes ao El Niño são claramente observados durante eventos extremos de seca nas
composições da precipitação (Fig. 11b) e TSMBF (Fig. 11d), o que é consistente com a maioria
das ocorrências durante episódios quentes. Entretanto, nem todos os extremos em baixa
freqüência sobre o centro-sul da Amazônia estiveram relacionados com fases opostas do ENOS.
[FIGURA 10a, 10b]
[FIGURA 11a,11b, 11c, 11d]
Analisando-se os padrões de TSMBF global encontrou-se que extremos de chuva
também são associados ao dipolo do Atlântico tropical (Norte-Sul) com gradiente apontando
para o sul (Fig. 11c), que está de acordo com os resultados de Souza et al. (2004). Entretanto,
Mestas-Nuñez e Enfield (1999) mostraram em baixa freqüência, que muitas vezes esse dipolo
não é consistente, sendo que apenas se observa um gradiente com baixa intensidade nos centros
das anomalias. Por outro lado, nos eventos extremos de seca, nota-se um dipolo caracterizado
por TSMBF positivas ao norte do Atlântico Sul próximas à costa leste da América do Sul e
TSMBF negativas em latitudes médias (Fig. 11d). Esse dipolo aparece como o primeiro modo de
variabilidade do Atlântico Sul, o qual pode ser obtido como a primeira EOF das TSMBF entre o
equador e 50ºS (Fig. 12). Este modo explica 32% da variância da TSMBF durante o verão
austral. O dipolo do Atlântico Sul foi observado em associação com o padrão de gangorra de
precipitação entre a ZCAS e as planícies ao sul do Brasil (Robertson and Mechoso, 2000; Muza,
2005) e aparece como um importante mecanismo relacionado a períodos persistentes de
estiagem extrema sobre o centro-sul da Amazônia. Outra característica importante (Fig. 11b) é
as anomalias de precipitação com sinal oposto sobre o Sul do Brasil. A existência desse dipolo
pode explicar parte da variabilidade dos extremos que não está totalmente associada ao ENOS.
Na realidade, a ocorrência de extremos em escala interanual parece depender da combinação
entre os padrões de TSMBF do Atlântico e a influência do Oceano Pacífico tropical.
13
[FIGURA 12a, 12b]
Investigando os padrões das anomalias do vento zonal em 200 hPa para extremos de
chuva (Fig. 13a), notam-se anomalias de oeste sobre o Pacífico equatorial associadas à célula de
circulação zonal de Walker juntamente com o escoamento de leste sobre a porção tropical da
América do Sul, semelhante ao que se observa durante a fase fria do ENOS (Karoly, 1989). Nos
extremos de seca (Fig. 11b), os padrões de circulação anômala de leste intensificados sobre o
Pacífico equatorial contribuem para a corrente de jato sobre o subtrópicos da América do Sul,
onde anomalias positivas de precipitação foram observadas. Este último padrão de ventos é
consistente com a fase quente do ENOS. A circulação atmosférica de altos níveis responde à
modificação das fontes de calor associadas à convecção anômala em grande escala causada por
anomalias de TSM durante episódios ENOS (Karoly, 1989).
[FIGURA 13a, 13b]
[FIGURA 14a, 14b]
Em baixos níveis, aspectos distintos de circulação do vento em 850 hPa podem ser
observados na América do Sul durante eventos extremos no centro-sul da Amazônia (Fig. 14).
Para extremos chuvosos, constatou-se um fluxo de ar tropical convergindo de uma circulação
anticiclônica sobre o centro-sul da Amazônia e ciclônica a leste dessa região (Fig. 14a).
Extremos de seca (Fig. 14b) aparecem associados com anomalias de leste ao norte da região de
estudo, que são vistas divergindo em direção a América Central. Anomalias significativas do
vento associadas ao jato de baixos níveis (Liebmann et al., 2004) também são notadas ao sul,
indicando o fluxo de ar tropical sendo levado aos subtrópicos e estendendo-se até o Atlântico
Sul. Este fluxo de ar com forte componente meridional a leste da Cordilheira dos Andes explica
o aumento de chuvas sobre o Sul do Brasil e Uruguai e secas sobre a América do Sul tropical
(Fig. 11b).
5. Intercomparações de escalas temporais
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A relação entre a ocorrência simultânea de eventos extremos de precipitação ou seca
nas distintas escalas temporais abordadas foram consideradas com a finalidade de conhecer a
contribuição dos extremos em escala intrasazonal para a baixa-freqüência. Utilizando-se os
critérios para a seleção de extremos descritos no ítem 2 foram selecionados 26 eventos
intrasazonais de chuva e 18 de seca (Tabela 1). Nota-se que apenas 5 eventos extremos de chuva
(19% do total) ocorreram em anos extremos chuvosos, 6 eventos (23% do total) ocorreram em
anos secos, enquanto 58% dos casos ocorrem em outras situações. Para inferir se esses
resultados são estatisticamente robustos foi usado o teste de diferença de duas proporções.
Considerando-se a e b o número de ocorrência de eventos em categorias distintas,
pˆ1 = a / n1
e pˆ 2 = b / n2 as proporções e n1 e n2 são os números de anos secos ou chuvosos na escala
interanual, (Helms, 1967) temos:
z=
pˆ 1 − pˆ 2
pˆ qˆ (1 / n1 + 1 / n 2 )
(1)
Onde pˆ = pˆ 1 + pˆ 2 e qˆ = 1 − ( pˆ 1 + pˆ 2 ) . A hipótese H0 é que p1 = p2 e, alternativamente, H1 é
que existe um aumento (ou diminuição) de eventos extremos de chuva ou seca em escala
intrasazonal de acordo com o sinal do extremo em baixa-freqüência. Neste caso, para o nível de
significância de 5%, não se pode rejeitar Ho se -1.64≤ z ≤ 1.64. O teste indica que a ocorrência
de extremos de chuva ou de seca em escala intrasazonal não parece modular os extremos em
baixa-freqüência. Esse comportamento é reflexo do fato que extremos intrasazonais de chuva ou
seca ocorrem praticamente em todos os verões, com uma freqüência de um a dois eventos com
persistência média de 1 a 2 pêntadas (Fig. 4b). Além disso, extremos de seca podem compensar
os chuvosos, não alterando efetivamente o total de chuva observado numa estação. Por outro
lado, extremos em baixa freqüência não são observados todos os verões e estes, quando
observados, persistem com o mesmo sinal por praticamente todo o verão. É possível que a
contribuição em outras bandas de freqüência não consideradas nesse estudo, como a escala
sinótica, tenham também importante papel em modular os extremos de baixa-freqüência de
chuvas/secas durante uma estação, em associação aos distúrbios intrasazonais.
15
5. Conclusão
Estudos prévios indicaram que a característica espaço-temporal da precipitação na
América do Sul é influenciada por mecanismos relacionados à variabilidade intrasazonal a
interanual. Nesse contexto, tais mecanismos poderiam vir a afetar as características dos eventos
extremos de precipitação ou estiagem sobre o centro-sul da Amazônia, região que apresenta
máximos relativos nos percentis de 75 e 25% de precipitação sobre a região continental sulamericana. O objetivo deste trabalho foi distinguir como fenômenos em escala intrasazonal (2090 dias) e de mais baixa freqüência (períodos maiores do que 370 dias) modulam esses
extremos, durante a estação de máxima precipitação no sul da Amazônia e Brasil central, a qual
está em fase com as monções de verão da América do Sul.
Tabela 1. Relação entre a ocorrência de eventos extremos de chuva (P75) e seca (P25) na escala temporal
de 20-90 dias com os extremos em baixa-freqüência: 5 verões chuvosos e 6 secos, “outros” corresponde a
12 verões. Valores de z (veja no texto) referem-se ao teste de diferença de duas proporções, onde z crítico
para significância estatística ao nível de 5% é -1.64 ≤ zc ≤ 1.64 para uma distribuição normal.
Extremos em Baixa Freqüência
Chuva (5)
20-90dias
P75
P25
5 (19%)
5 (28%)
z
← -0,28 →
← 0,62 →
Seca (6)
6 (23%)
2 (11%)
z
← -1,68 →
← -2,13 →
Outros (12)
15 (58%)
11 (61%)
z
← 1,74 →
← 1,17 →
Chuva (5)
5 (19%)
5 (28%)
Eventos extremos intrasazonais de chuva (seca) foram associados a uma
intensificação da componente zonal de oeste (leste) em 200 hPa sobre a região em estudo. Isso
parece associado aos padrões de alternância no sinal das anomalias intrasazonais sobre os
trópicos e subtrópicos da América do Sul, sugerindo a propagação de um trem de ondas de
latitudes médias em escala intrasazonal, cuja fase parece modular a variabilidade espacial dos
extremos de chuva e seca. Em baixos níveis, esse trem de ondas tem um papel importante no
transporte de umidade da Bacia Amazônica para Sudeste ou Sul do Brasil. A variação do
direcionamento do eixo do jato de baixos níveis está associada a trens de ondas se propagando
16
do Pacífico Sul para o subtrópicos da América do Sul originados de latitudes tropicais a oeste da
linha-de-data (Liebmann et al., 2004). Estes mecanismos podem estar relacionados às fases de
propagação da OMJ, sobretudo quando se observa supressão (convecção) sobre a Índonésia e
convecção (supressão) sobre a América do Sul. Desta forma, durante o verão, as características
da atmosfera na troposfera superior e em baixos níveis a leste da América do Sul têm papel
fundamental na gangorra de precipitação entre as planícies no Sul do Brasil e as regiões afetadas
pela ZCAS, inclusive o centro-sul da Amazônia, devido às anomalias intra-sazonais ciclônicas
ou anticiclônicas das circulações sobre o Sudeste e Sul do Brasil.
Em baixa freqüência, os extremos chuvosos sobre o centro-sul da Amazônia
mostraram-se relacionados com anomalias positivas de precipitação na ZCIT. Nessa região, as
anomalias de leste no vento zonal em 200 hPa parecem associadas à fase fria do ENOS, como
mostrado nos padrões de anomalias da TSMBF. Entretanto, outros fatores podem estar
influenciando os extremos de chuva, pois na composição da precipitação não se observaram
anomalias significativas relacionadas à padrões de La Niña na região da Indonésia, assim como
nem todos os episódios La Niña foram relacionados à extremos chuvosos. Extremos de seca
foram associados às anomalias negativas de precipitação na ZCIT e também na ZCAS. A
presença de anomalias de oeste em altos níveis é associada à convecção anômala no Pacífico
central-leste devido à fase quente do ENOS, que é consistente com as anomalias de TSMBF e o
sinal oposto na precipitação visto no Sul do Brasil. Por outro lado, nem todos extremos de seca
estão associados ao El Niño. Estes resultados indicam o papel importante da TSMBF tanto do
Pacífico tropical quanto do Atlântico Sul. Os padrões de anomalias da TSMBF globais
observados mostraram um dipolo meridional no Atlântico Sul associado aos extremos de seca,
enquanto para extremos de chuva notou-se a presença de dipolo sobre o Atlântico tropical. Estes
resultados indicam outras possíveis forçantes da variabilidade de baixa-freqüência que não
estariam associadas apenas à influência do ENOS. Estes mecanismos exercem um papel sobre a
circulação de altos e baixos níveis, e podem favorecer períodos persistentes de seca ou chuva no
centro-sul da Amazônia.
17
Agradecimentos: Os autores agradecem à Agência Nacional de Energia Elétrica pela
disponibilização dos dados de pluviômetros, ao NCEP-NCAR e a NOAA-CIRES Climate
Diagnostics Center pelo fornecimento de dados. A colaboração do Dr. Brant Liebmann no
tratamento dos dados de chuva e do Dr. Charles Jones no suporte metodológico foram de grande
valor para este trabalho. Os autores agradecem à FAPESP (proc. 02/09289-9). M. N. Muza
agradece ao suporte financeiro FAPESP (02/10426-0). L. M. V. Carvalho agradece ao CNPq
(302203/02-8 e 474033/04-0).
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20
Figura 1. Comparações entre a precipitação (mm/dia) do GPCP e estações de superfície da ANNEL
considerando (a) a dispersão dos dados e (b) a diferença relativa dos limiares de percentis (entre 95th e
5th) durante o trimestre de verão (DJF).
Figura 2: Percentil de (a) 75th e (b) 25th de precipitação (mm/dia). No percentil de 75th (25th) a escala
varia de 0 a 15 (0 a 7,5) mm/dia e os valores menores do que 2 (1) mm/dia foram desconsiderados. No
mapa foi plotado a sub-região considerada nesse estudo.
Figura 3. Séries temporais na escala intrasazonal (linha preta) e na baixa freqüência (cinza).
Figura 4. (a) Variação interanual dos eventos extremos intrasazonais de chuva (P75) e seca (P25) e (b) a
distribuição de freqüência em relação a persistência de pêntadas extremas.
Figura 5. Composições das anomalias intrasazonais de precipitação (mm/dia) para (a) extremos de chuva
e (b) seca. As linhas contínuas (tracejadas) indicam valores positivos (negativos) começando em 0.5 (0.5) com intervalo de 1.5 a partir de 1.5. (-1.5) e áreas sombreadas são estatisticamente significativas ao
nível de confiança de 95%, baseado no teste t de Student. Os graus de liberdade corresponde aos eventos
considerados em relação a persistência de duas ou mais pêntadas extremas, assim sendo, 26 eventos
extremos de chuva e 19 de seca.
Figura 6. Composições da circulação durante eventos extremos de (a)(c) chuva e (b)(d) seca na escala
intrasazonal, considerando: anomalias da componente zonal do vento (m.s-1) em 200 hPa, onde linhas
contínuas (tracejadas) indicam valores positivos (negativos) começando em 1 (-1) com intervalo de 2 a
partir de 2 (-2); e anomalias do vento (m.s-1) em 850 hPa, onde a escala de intensidade do vetor máximo
está indicada no rodapé do mapa. Áreas sombreadas são significativas ao nível de 95%, baseado no teste t
de Student. Os graus de liberdade foram considerados como na figura 5.
Figura 7. Composições de anomalias de geopotencial (m) em 200 hPa durante eventos extremos
intrasazonais de (a) chuva e (b) seca. Linhas contínuas (tracejadas) indicam valores positivos (negativos)
começando em 10 (-10) com intervalo de 20 a partir de 20 (-20). Áreas sombreadas são estatisticamente
significativas ao nível de confiança de 95%, baseado no teste t de Student. Os graus de liberdade foram
considerados como na figura 5.
Figura 8. Composições de ROLE na escala de 20-90 dias relacionados às duas primeiras EOF associadas
às fases de propagação convectiva da Oscilação de Madden-Julian. Linhas contínuas (tracejadas) indicam
valores positivos (negativos) começando em 2.5 (-2.5) com intervalo de 5. Áreas sombreadas são
significativas ao nível de 5% baseado no teste t de Student. [fonte: Carvalho et al., 2004]
Figura 9. Distribuição de freqüência dos eventos extremos intrasazonais de chuva (P75) e seca (P25)
relacionado às fases da OMJ durante o trimestre de DJF para o período de 1979 a 2002.
Figura 10. (a) Variação interanual dos eventos extremos em baixa freqüência de chuva (P75) e seca (P25)
e (b) a distribuição de freqüência em relação a persistência de pêntadas extremas. Os símbolos
correspondem á fases fria (F), neutra (N) e quente(Q), sendo estás subdivididas em: forte (+); moderado
(_); ou fraco (–). [ fonte: NCEP/CPC]
Figura 11. Eventos extremos em baixa freqüência em função da composições das anomalias de:
precipitação (mm/dia) para (a) chuva e (b) seca; e TSM (ºC) para (c) chuva e (d) seca. Os mapas
apresentam linhas contínuas (tracejadas) indicando valores positivos (negativos), onde áreas sombreadas
são estatisticamente significativas ao nível de confiança de 95%, baseado no teste t de Student. Os graus
de liberdade corresponde aos eventos considerados em relação a persistência de pêntadas extremas, assim
sendo, 5 eventos extremos de chuva e 6 de seca.
Figura 12. Correlação entre o primeiro modo de variabilidade e as anomalias de TSM em baixa
freqüência observadas no Atlântico Sul durante o verão (DJF) no período de 1979 a 2003. Linhas
contínuas (tracejadas) indicam valores positivos (negativos) com intervalo de 0.1 (-0.1). Áreas
sombreadas indicam significância estatística ao nível de 5% de acordo com o teste t de Student.
Figura 13. Composições das anomalias da componente zonal do vento (m.s-1) em 200 hPa durante
eventos extremos de (a) chuva e (b) seca em baixa freqüência. As linhas contínuas (tracejadas) indicam
valores positivos (negativos) começando em 0.5 (-0.5) com intervalo de 2 a partir de 2 (-2). Áreas
sombreadas são significativas ao nível de 95%, baseado no teste t de Student.
Figura 14. Composições das anomalias de vento (m.s-1) em 850hPa durante eventos extremos de (a)
chuva e (b) seca em baixa freqüência. A escala de intensidade do vetor máximo está indicada no rodapé
do mapa. Áreas sombreadas são significativas ao nível de 95% na componente zonal e meridional,
baseado no teste t de Student.
21
(b)
GPCP
24
16
8
2
R = 0,81
0
0
8
16
24
estações de superfície
Figura 1
Figura 2
Diferença Relativa (%)
(a)
30
15
0
-15
-30
95 85 75 50 25 10
th
percentis ( )
5
22
anomalias de precipitação
(mm/dia)
20-90 dias
>370 dias
8
4
0
-4
-8
1979 1981 1983 1985 1987 1989 1991 1993 1995 1997 1999 2001
s é r i e t e mp o r a l ( p ê n t a d a s )
Figura 3
(b)
P25
Freqüência (%)
P75
3
2
1
0
75
50
25
0
1
1 97 9
1 98 0
1 98 1
1 98 2
1 98 3
1 98 4
1 98 5
1 98 6
1 98 7
1 98 8
1 98 9
1 99 0
1 99 1
1 99 2
1 99 3
1 99 4
1 99 5
1 99 6
1 99 7
1 99 8
1 99 9
2 00 0
2 00 1
Freqüência
(eventos)
(a)
Classes (trimestre-DJF)
Figura 4
Figura 5
2
3
m a is
P e r s is tê n c ia (p ê n ta d a s )
*to tal: 40 d o P 7 5 ; 38 d o P 2 5
23
Figura 6
Figura 7
24
Freqüência (%)
Figura 8
P75
40
20
10
0
↓Indonésia
↑AS
↑Indico
↓PO
↑Indonésia
↓AS
↓Indico
↑PO
Fase da OMJ
*total: 26 do P75; 19 do P25
Figura 9
P25
30
outras
25
Classes (trimestre-DJF)
Figura 10
Figura 11
Figura 12
1
P e r s is tê n c ia (p ê n ta d a s )
*t o ta l : 5 d o P 7 5 ; 6 d o P 2 5
18
16
17
15
13
14
9
11
12
10
6
0
8
N
7
F+ F
5
F- N
4
N Q-
2
1
Q N Q-
F-
3
Q- N
Q+
(b)
3
2
0
Q Q- N Q
F+
P25
Freqüência (eventos)
N Q+ F- F-
1
P75
1979
1980
1981
1982
1983
1984
1985
1986
1987
1988
1989
1990
1991
1992
1993
1994
1995
1996
1997
1998
1999
2000
2001
Freqüência
(eventos)
(a)
26
Figura 13
Figura 14