clim1_variabilidade de baixa frequencia

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