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Aspectos Climáticos do Nordeste Brasileiro

CCaappííttuulloo

441. INTRODUÇÃO

A história do Nordeste brasileiro (NEB) está intimamente ligada à história da seca. A falta d’água

necessária à subsistência do homem do campo é uma faceta do problema; uma outra, que também deve

ser destacada, não tem propriamente natureza climática, mas econômica e social. Os efeitos da seca se

apresentam sob várias formas, seja pelo aumento do desemprego rural, pobreza e fome, seja pela

subseqüente migração das áreas afetadas.

A adversidade do clima, aliada à anaptidão do homem para superá-la, resultou sempre em trágicas

conseqüências para a população atingida, cujos suportes econômicos básicos, a agricultura e a pecuária,

são dimensionados invariavelmente para os anos mais chuvosos.

Muito se tem estudado sobre os vários aspectos do clima do NEB no sentido de uma melhor

compreensão acerca dos fatores determinantes de suas condições anômalas.

A meteorologia empreende a várias décadas tentativas de desenvolver métodos científicos capazes

de prever o clima da região, seja por métodos estatísticos ou métodos baseados na fenomenologia física.

Muitos progressos já tem sido alcançados na compreensão da interação oceano-atmosfera. Entretanto, os

mecanismos dinâmicos intervenientes não estão propriamente identificados, devido ao nosso ainda tão

limitado conhecimento frente a fenômenos de tão grande complexidade.

2. ASPECTOS DA GRANDE ESCALA DA CIRCULAÇÃO ATMOSFÉRICA

RELACIONADOS AO CLIMA DO NORDESTE BRASILEIRO.

Era de se esperar que, por sua posição geográfica (1o – 18o S, 36o – 47o W), o NEB apresentasse

uma distribuição pluviométrica semelhante a de regiões próxima ao Equador; Entretanto, a precipitação

média anual sobre a região, a qual se encontra ao leste de uma grande floresta tropical, a Amazônica, é

bem menor que a precipitação média equatorial (Moura & Shukla, 1981). A região tem um clima típico

das regiões semi-áridas, apresentando em quase toda a sua totalidade baixos índices pluviométricos

(menores que 800 mm) e estação chuvosa bem definida, concentrada em poucos meses.

Cap. 4 Aspectos Climáticos do Nordeste Brasileiro 2

Essa semi-aridez parece ser determinada, primordialmente, pela circulação geral da atmosfera, ou

seja, um fenômeno externo à região. Neste sentido, consideram-se duas circulações de escala planetária

responsáveis pelas enormes variações espaciais do clima entre regiões situadas a uma mesma latitude –

as de sentido leste-oeste (Walker) e norte-sul (Hadley).

É um fato amplamente aceito que as circulações tropicais de escala global são, em grande parte,

controladas pelos sumidouros e fontes de calor nos trópicos (aquecimento diabático ocasionado

principalmente pela liberação de calor latente devido à convecção cúmulus).

As regiões que visualmente constituem as fontes de calor latente são as regiões tropicais da

Indonésia/Norte da Austrália, da África e Amazônia, que se apresentam, em média, com máxima

cobertura de nuvens, especialmente durante o verão do Hemisfério Sul (HS); por outro lado as regiões de

sumidouro de calor localizam-se nas regiões tropicais do Atlântico e Pacífico (Krishnamurti et alii, 1973;

Newel et alii, 1974; WMO, 1985; Kayano, 1987).

Das fontes de calor citadas, a região da Indonésia é, no globo, a de maior atividade convectiva. O

ar quente e úmido sobre esta região sofre intenso movimento ascendente desloca-se nos altos níveis para

leste, onde se resfria, indo subsidir na região do Pacífico Subtropical Leste, perto da América do Sul. Essa

massa de ar seco desloca-se então para a região de origem, desta vez em baixo níveis, esquecendo-se

durante o percurso. Este ciclo fechado sobre o Pacífico recebe o nome de “Célula de Walker” e faz

parte da circulação de mesmo nome, que atua na direção leste-oeste sobre a faixa tropical e subtropical

do planeta.

A Figura 4.1 ilustra esquematicamente no plano vertical e nas latitudes equatoriais, as circulações

leste-oeste bem como as áreas de fonte de calor.

Figura 4.1 - Diagrama esquemático das circulações atmosféricas de grande escala (célula de Walker)

(Fonte: Houghton, 1985)


Observam-se nas regiões de movimentos ascendentes (nos tópicos), baixas pressões ao nível do

mar, convergência nos baixos níveis e circulação ciclônica. De modo contrário, as regiões de subsidência

(nos subtrópicos) são caracterizadas por altas pressões, movimentos divergentes em baixos níveis e

circulação anticiclônica. A massa de ar que se desloca de leste para oeste, próxima à superfície, na região

equatorial, constitui os ventos alísios que, no caso do Pacífico Sul, sopram de sudeste.

A circulação anticiclônica é também responsável pela Corrente Marítima de Humbolt, que costeia a

América do Sul arrastando águas frias das latitudes sub-antarticas para a região equatorial (Figura 4.2).

Quando atinge o Equador, a corrente é desviada para o oeste chamando-se, então, Corrente Equatorial,

que vai sendo progressivamente aquecida para, já como corrente de águas quentes, ser finalmente

desviada para regiões polares onde volta a se esfriar, completando o ciclo.

Figura 4.2: Célula de Walker com ascensão do ar quente e úmido sobre a Amazônia e sua

descida lenta (subsidência) sobre o Atlântico Tropical e o Nordeste do brasil

(Fonte: Ciência Hoje, 1985).

A segunda das três principais células formadoras da Circulação de Walker está localizada sobre o

Atlântico. A Floresta Tropical Amazônica constitui-se numa área de intenso movimento ascendente. O

ramo descendente desta célula situa-se sobre o Atlântico Subtropical Sul e, ao incluir o Nordeste, atua

sobre a região inibindo a formação de chuvas.

Similarmente às fontes de calor da circulação leste-oeste, existe sobre o Atlântico Equatorial uma

faixa latitudinal denominada Zona de Convergência Intertropical (ZCIT), local de intensos movimentos

ascendentes de ar, alta nebulosidade e precipitação: seus ramos descendentes situam-se sobre as


latitudes subtropicais de ambos os hemisférios. Esta circulação, que se dá na direção norte-sul, é

conhecida como Circulação de Hadley, e embora distinta da de Walker para fins didáticos, não pode ser

efetivamente separada, vez que as duas geralmente ocorrem simultaneamente.

As principais causas das secas no NEB parecem ter origem externa, porém a semi-aridez da região

é provavelmente acentuada por características locais, tais como o albedo (alta refletividade de sua crosta)

e a topografia (Ciência Hoje, 1985). Segundo Charney (1975), um alto albedo, conseqüência de

inexistência de vegetação, desenvolve um mecanismo de perpetuação das condições desérticas, vez que

o contraste térmico resultante entre a atmosfera sobre a região mais fria (em função da maior

refletividade do solo) e a de suas adjacências (mais quentes devido ao menor albedo) induz uma

circulação friccionalmente controlada, a qual importa calor nos altos níveis e mantém o equilíbrio através

de movimentos descendentes (Gomes, 1979) que, por sua vez, e no caso específico do NEB, intensificam

os outros movimentos de subsidência associados à crculação Hadley-Walker.

3. VARIAÇÕES SAZONAIS DA PRECIPITAÇÃO

O curso sazonal da precipitação na maior parte do NEB é caracterizado pela sua concentração em

poucos meses, o que torna a estação chuvosa bem definida (Figura 4.3). As partes norte e central do NEB

(Ceará, oeste do Rio Grande do Norte e interior dos Estados da Paraíba e Penambuco) incluem o semi-

árido e apresentam máxima precipitação durante março e abril (Aldaz, 1971), coincidente com a posição

mais sul da ZCIT (Ratisbona, 1976) e com o aparecimento de Linhas de Instabilidade (LI).

As áreas da costa leste (do leste do Rio Grande do Norte até o sul da Bahia) recebem a máxima

precipitação durante maio e junho, e são influenciadas pelo escoamento médio e brisas terra-mar

(Ramos, 1975), pelos aglomerados convectivos que se propagam para oeste (Yamazaki e Rao, 1977),

pelos vórtices ciclônicos de ar superior (VCAS) (Kousky e Gan, 1981) e pelos remanescentes dos sistemas

frontais na parte sul.

A concentração de chuvas no setor sul (interior da Bahia) ocorre de novembro a março, com um

máximo em dezembro e está associada com as incursões dos sistemas frontais na direção equatorial.

Existem ainda certas regiões cujos regimes de precipitação apresentam dois máximos anuais,

resultantes da existência de distúrbios de escala sinótica que atuam em época distintas. Isto ocorre no

setor centro-norte da Bahia (dezembro e março) e no seu litoral (dezembo e maio) (Strang, 1972;

Kousky, 1979).


Figura 4.3 - Distribuição espacial do mês no qual a precipitação média mensal

atinge o máximo. Dados do período 1931 – 1960. (Fonte:

Kousky, 1979).

3.1. A ZONA DE CONVERGÊNCIA INTERTROPICAL (ZCIT)

Reconhece-se como mecanismo organizador de conveccção nas porções norte e central do NEB a

proximidade da ZCIT. Esta zona é um verdadeiro cinturão de baixa pressão formado sobre os oceanos

equatoriais e é assim denominada por se tratar da faixa para onde os ventos alísios dos dois Hemisférios

convergem, constituindo uma banda de grande convecção, altos índices de precipitação e movimento

ascendente. Ela se aproxima de sua forma quase linear sobre o Oceano Atlântico, (Figura 4.4), onde se

apresenta, geralmente, como uma faixa latidudinal bem definida de nebulosidade, onde interagem entre

si a Zona de Confluência dos Alísios (ZCA), o Cavado Equatorial, a zona máxima Temperatura da

Superfície do Mar (TSM) e a banda de máxima cobertura de nuvens convectivas, não necessariamennte a

uma mesma latitude, mas muito próximos uns dos outros (Uvo, 1989).


A verdade é que o conjunto acima, como um todo, tem um deslocamento meridional durante o

ano, podendo a ZCIT ser representada pelo deslocamento de apenas um dos elementos integrantes,

devido a alta correlação existentes entre eles. É comum considerar o deslocamento da banda de máxima

cobertura de nuvens como respresentativo do movimento da ZCIT (Figura 4.5).

Era de se esperar que a ZCIT se situasse sobre o Equador, porém, devido a maior parte dos

continentes se encontrar no Hemisfério Norte (HN) e a cobertura de gelo ser maior na Antártica, a faixa

de água do mar e ar mais aquecidos se localiza não no Equador geográfico, mas ao norte dele, no

chamado Equador Meteorológico, região esta onde aa ZCIT permanece grande parte do ano. Ela se

desloca na direção meridional, entre 14o N e 02o S de latitude, seguindo, com certo atraso, o movimento

intra-anual do sul (Climanálise, 1986).


Figura 4.4 - Imagens do Satélite METEOSAT no Canal Infra-vermelho no Dia 06 de

fevereiro às 15:00hs mostrando a Influência da ZCIT sobre a Precipitação

do Nordeste Brasileiro. a) Global b) Setorizada.


Figura 4.5 - Posição geográfica média do eixo de nebulosidade convectiva (indicativo da posição da Zona

de Convergência Intertropical-ZCIT) sobre o Oceano Atlântico de 00o W a 45o W, estimada

nas imagens do canal infra-vermelho do satélite METEOSAT, médias de cinco dias

indicadas na figura para ABRIL/89. As posições geográficas de Fortaleza e dos Rochedos

de São Paulo estão indicadas na figura com as siglas F e RSPSP, respectivamente. (Fonte:

ORSTOM/DAKAR)

As variações sazonais da precipitação no setor norte do NEB parecem estar intimamente ligadas às

oscilações latitudinais da ZCIT sobre o atlântico, sendo a estação chuvosa coincidente com a posição mais

ao sul que a ZCIT atinge durante os meses de março a abril. A medida que essa começa o seu retorno

para o HN, atingindo sua máxima posição norte em agosto e setembro, o ar ascende sobre a ZCIT e

descende sobre o Atlântico Subtropical Sul, criando condições pouco propícias à formação e nuvens sobre

a região (estação seca).

3.2. LINHA DE INSTABILIDADE (LI)

As brisas marítimas e terrestres (Figura 4.6) são circulações locais que ocorrem em resposta ao

gradiente horizontal de pressão que, por sua vez, é provocado pelo contraste de temperatura diário entre

oceano e continente (Chandler, 1972 e Hawkins, 1977).


Figura 4.6 – Diagrama esquemático de: (a) brisa marítima ou lacustre e (b) brisa

terrestre. Os símbolos ∆ z1 e ∆ z2 apresentam a espessura sobre a

água e sobre a terra, respectivamente, para a camada p1 → p2 .

(Fonte: Cavalcanti, 1982).

Uma das características da brisa marítima consiste na formação de uma linha de Cumulonimbus

(Cbs) ao longo do extremo norte-nordeste da América do Sul, que pode se propagar como uma LI,

ocasionando chuvas nas áreas anterores do continente; o grau de penetração pode ser maior que 100

km, dependendo do escoamento de grande escala (Kousky, 1980). Este desenvolvimento ao longo da

costa sofre variação sazonal tanto na localização como na freqüência de aparecimento (Figura 4.7).

Variações na intensidade também ocorrem no decorrer do ano.


Figura 4.7 – Localização da linha de Comulunimbo (área hachuradas) e nebulosidade da ZCIT

(áreas claras indicando nuvens) para o período de janeiro, abril, julho e dezembro.

(Fonte: Cavalcanti, 1982).

Os fenômenos de grande escala reforçaram ou inibem os efeitos provocados pelas circulações

locais (Riehl, 1979). Uma série de distúrbios de escala sinótica (1000 a 7000km) influenciam diretamente

essas circulações no sentido de aumentar (ou diminuir) suas atividades. Entre estes sistemas podemos

criar o deslocamento de massa de ar frio para regiões mais quentes formando zonas frontais e a mudança

sazonal de ar frio para regiões mais quentes formando zonas frontais e a mudança sazonal do

escoamento atmosférico nos centros de pressão e da posição da ZCIT. As Lis são mais freqüentes ao

norte do Equador no inverno e primavera do HS, embora as mais intensas ocorram, em geral ao sul do

Equador durante o verão e outono do HS, quase sempre associadas à intensa atividade convectiva da

ZCIT. Nos meses em que não há desenvolvimento da linha convectiva na costa Norte-Nordeste do Brasil,

a ZCIT está deslocada para a sua posição mais ao norte ou há forte convergência na parte oeste do

continente produzindo movimento subsidente e ausência de precipitação na costa Norte-Nordeste do

Brasil.


Os sistemas frontais oriundos do continente sulamericano podem, em alguns casos, apresentar

uma localização no sentido sudeste-noroeste em latitudes mais ao norte, o que influencia a formação de

Lis, pelo aumento de convergência na costa (Cavalcanti, 1982).

Embora o desenvolvimento das Lis associadas à brisa marítima sejam dependentes da localização e

intensidade de sistemas sinótios, tal atividade convectiva pode, em alguns casos, formar-se isoladamente

sob influência apenas da diferença de aquecimento superficial diurno (Cavalcanti, 1982; Hubert et alli,

1969; Seha, 1974; Grubep, 1972).

3.3. FRENTES FRIAS

Zonas frontais, sistemas frontais, ou simplesmente frentes são regiões de descontinuidade térmica

separando duas massas de ar de características diferentes. São, em geral, delgadas zonas de transição

entre uma massa de ar quente (menos densa) e uma de ar frio (mais densa). O deslocamento relativo

das massas de ar é que define a denominação; frente fria, por exemplo, é aquela no qual o ar frio

proveniente de altas e médias latitudes avança em direção ao ar quente, empurrando para cima,

provocando sua ascenção e posterior condensação (Gedzelman, 1985).

Figura 4.8 – Secção transversal esquemática das frentes e da movimentação das massas de

ar associadas. As iniciais representam os tipos de nuvens (Ci-cirrus, Cu-

Cumulonimbus, NS-Ninbustratum, Cs-Cirrostratus e Sc-stratocumulus).

(Fonte: Houghton, 1985).


A penetração de sistemas frontais no NEB ocasiona prolongados períodos de chuvas no centro-

sul da Bahia e desempenham um importante papel no seu regime de precipitação, cujo máximo é atingido

nos meses de dezembro e janeiro. Sabe-se ainda que, remanescentes desses sistemas podem também

organizar alguma atividade convectiva ao longo da costa original do NEB, durante o outono e inverno,

ocasionando um acréscimo de precipitação na região (Kousky, 1979).

Figura 4.9 - Diagrama esquemático indicando a posição mais ao norte de sistemas frontais os quais

afetam o Norteste e a nebulosidade convectiva associada a eles. (Fonte: oliveira, 1986).

Figura 4.10 - Imagens do Satélite METEOSAT no canal infra-vermelho do dia 16 de março de 1991 às15:oohs. Mostrando a incursão de uma frente fria no Nordeste brasileiro. A) Global; b)Setorizada. (Fonte: FUNCEME).


3.4. AGLOMERADOS CONVECTIVOS: DISTÚRBIOS ATMOSFÉRICOS

DE LESTE PROVENIENTES DO ATLÂNTICO SUL TROPICAL.

Ao longo da costa oriental do NEB, desde o leste do Rio Grande do Norte até o sul da Bahia, o

máximo pluviométrico ocorre durante os messes de maio e junho (Kousky, 1979). Os mecanismos

associados à produção da precipitação neste setor do NEB parecem ser os agrupamentos convectivos

detectadas por Yamazaki e Rao (1977) sobre o Atlântico Tropical Sul. A periodicidade associada a esses

distúrbios foi de vários dias, com uma velocidade média de propagação de cerca de 10 m/s (10o longitude

por 1 dia).

Estas perturbações, conhecidas como “Ondas de Leste” são semelhantes as que se propagam no

HN. A situação no Atlântico Sul é, entretanto, distinta daquela, vez que em nenhuma estação do ano as

perturbações se desenvolvem em ciclones ou mesmo em intensas perturbações tropicais (Yamazaki and

Rao, 1977).

Figura 4.11 – Regiões prováveis de ocorrer propagação dos distúrbios

leste. (Fonte: Yamazaki and Rao, 1977)

Ainda segundo Yamazaki and Rao (1977), estes distúrbios originam-se na costa da África e

deslocam-se até a costa brasileira; em alguns casos aparecem até mesmo adentar um pouco sobre o

continente sulamericano. Outra observação feita é que, ratificando estudos feitos por Wallace, estes “

Distúrbios de leste” surgem somente durante o inverno do HS, período coincidente com a estação do

setor leste do NEB.


Figura 4.12 - Imagens setorizadas do Satélite METEOSAT no canal infra-vermelho mostrando a incursão de

“distúrbios de leste” no Nordeste Brasileiro nos dias: a) 01 de julho de 1990, b) 02 de julho de

1990, e c) 03 de julho de 1990. (Fonte: FUNCEME).


3.5. VÓRTICES CICLÔNICOS DE AR SUPERIOR (VCAS)

As estações chuvosas dos setores norte e leste do NEB que, climatológicamente apresentam os

máximos em março-abril emaio-junho, respectivamente, são influenciadas, além de outros, por vários

sistemas meteorológicos transientes que atuam como forçantes para organizar a convecção nessas

regiões. Um desses sistemas é o VCAS (Kousky e Gen, 1981).

Figura 4.13 - Imagens do satélite METEOSAT no canal infra-vermelho no dia 02 de fevereiro de 1991 às

15:00hs. Mostrandoa influência de um VCAS na precipitação no Nordeste Brasileiro.

a) Setorizada e b) Global. (Fonte: FUNCEME).

Kousky e Gan (1981) utilizando campos de ventos e 200 hPa e imagens dos satélites SMS/ GOES e

NOAA-5 dos canais visível e infra-vermelho analisaram os VCAS procurando conhecer sua gênese,

propagação, climatologia e seus efeitos sobre as condições de tempo no Brasil.


Esses vórtices formam-se sobre o Atlântico Sul principalmente durante o verão do HS (sendo

janeiro o mês de atividade máxima) e adentram freqüentemente nas áreas continentais próximas a

salvador (13o S, 38o W) tendo um efeito pronunciando na atividade convectiva sobre o NEB. Os VCAS

geralmente se concentram entre 25o – 45o W e 10o – 25o S, região correspondendo ao eixo médio do

cavado de 200 hPa sobre o Atlântico durante o verão do HS (Gan, 1983).

As “baixas frias da alta troposfera” (ou VCAS) constituem sistemas de baixa pressão, cuja

circulação ciclônica fechada caracteriza-se por baixas temperaturas em seu centro (com movimento

subsidente de ar seco e frio) e temperaturas mais elevadas em suas bordas (com movimento ascendente

de ar quente e úmido) com relação às características de tempo relacionadas a estes sistemas, observam-

se condições de céu claro nas regiões localizadas abaixo de seu centro e tempo chuvoso nas regiões

abaixo de sua periferia (Figura 13.14). Em geral as partes sul e central do NEB apresentam diminuição de

nebulosidade à medida que o vértice se move para a costa; a parte norte, por sua vez, experimenta um

aumento de nebulosidade associada a chuvas fortes.

Figura 4.14 - Ilustração esquemática de nuvens médias e altas associadas ao VCAS.

(Fonte: Kousky e Gan, 1981).

Comparando as configurações da circulação a 200 hPa, observa-se que o escoamento é mais

meridional para latitudes baixas durante o verão do HS (período de maior freqüência dos VCAS),

enquanto para os meses de inverno do HS, as linhas de corrente apresentam-se mais zonais (Figura

4.16). O caráter meridional deste escoamento é resultado de um grande aquecimento sobre a América do

Sul, África e Oceania que induz o desenvolvimento de fortes anticiclones nos altos níveis sobre os três

continentes e cavados sobre as áreas oceânicas vizinhas (Kousky e Gan, 1981).


Figura 4.15 - Nebulosidade associada com: a) VCAS estacionário b) VCAS movendo-

se para o oeste. (Fonte: Kousky e Gran, 1981).

Figura 4.16 - Linhas de corrente representativas o escoamento médio. (Fonte:

Kousky e Molion, 1981).


Figura 4.17 - Esquema da seção transversal de um VCAS. (Fonte: Kousky e Gan, 1981).

Os mecanismos de formação dos VCAS de origem tropical não são totalmente conhecidos. No

entanto, Kousky e Gan (1981) sugerem que a penetração de sistemas frontais, devido a forte advecção

quente que os procede, induzem a formação dos VCAS, especialmente nas baixas e médias latitudes. Esta

advecção amplifica a crista de nível superior, e consequentemente o cavado a leste formando, em pultima

instância, um vórtice ciclônico sobre o Atlântico (Figura 4.18).

Figura 4.18 - Seqüência esquemática para a formação de um VCAS no Atlântico Sul. (Fonte: Kousky e Gan,

1981).


4. VARIAÇÃO INTERANUAIS

A precipitação no NEB apresenta, além das variabilidades sazonais grandes flutuações interanuais

que são mais acentuadas (variabilidade relativa superior a 40%) no semi-árido (Kousky, 1979). Isto causa

extremos climáticos caracterizados por secas severas ou enchentes com sérios efeitos econômicos e

sociais para a população local. Assim, desde o início do século o clima NEB tem sido investigado e

apontado alguns de seus aspectos relacionados com as causas dinâmicas da grande variação ano-a-ano.

4.1. INFLUÊNCIA DO HEMISFÉRIO NORTE

Nobre (1984) analisou para diversos períodos a inter-relação entre fontes anômalas de calor nos

tópicos e a propagação meridional (norte-sul) de energia por ondas de escala planetária. Os campos de

desvios de vorticidade (medida de rotação de um fluído) vento e TSM, sobre o oceanos Atlântico e

Pacífico, apresentam características distintas durante os períodos chuvosos e secos do NEB.

Configurações semelhantes a trens de ondas foram encontradas. Uma delas inclui o centro do

Atlântico Tropical (padrão Atlântico Norte – Leste Asiático/ANLA) e atinge a costa leste da Ásia,

contornando o Polo Norte pela Europa. Uma outra inclui o centro do Pacífico Equatorial (padrão Pacífico

Central-Leste EUA/PCLE), descreve um grande circulo e atinge a costa leste da América do Norte. Uma

terceira configuração (Padrão Cinturão Circumpolar/CCP), observada no HN, constitui-sede alternâncias

de centros de vorticidade positiva e negativa em torno da latitude de 50o N.

Conclui-se que, a existência dessas configurações e a variabilidade da precipitação no NEB são as

respostas remota e local da ocorrência de anomalias de TSM positivas (negativas) ao norte e negativas

(positivas) ao sul, no Oceano Atlântico Equatorial, e relacionam-se a anos secos (chuvosos) no norte do

NEB. Em relação às configurações de ondas de escala global observa-se que a configuração CCP anecede

as outras duas (ocorre geralmente em outubro-novembro). A configuração ANLA, que ocorre

principalmente em dezembro-janeiro, encontra-se mais nítida durante os episódios de seca e parece

explicar melhor a variabilidade da pluviometria sobre o NEB do que a configuração PCLE que apresentou

menor ocorrência temporal relacionada a essa precipitação.


a)

b)

Figura 4.19 - Desvios da circulação média na troposfera superior. Ar regiões marcadas com pequenos círculosindicam circulação circlônica (baixa pressão) e as com pequenos “ v “, circulação anticiclônica(alta pressão). a) Meses de dezembro de 1969, novembro de 1971, dezembro de 1975 edezembro de 1979, que precederam a ocorrência de secas no Nordeste. b) Meses de dezembrode 1963, dezembro de 1972 e janeiro de 1974, que precederam a ocorrência de anos chuvososno Nordeste. (Fonte: Nobre, 1984).


4.2. PRESSÃO AO NÍVEL DO MAR (PNM) NO ATLÂNTICO TROPICAL

A variabilidade dos sistemas de altas pressões subtropicais do Atlântico Norte (AAN) e Sul (AAS)

está diretamente relacionado com o deslocamento meridional da zona de máxima nebulosidade

convectiva sobre o Atlântico Oeste, associada a ZCIT.

Hastenrath e Heller (1977) mostraram que a escassez e excesso de chuvas no semi-árido

nordestino estão ligados a esta variabilidade. Em anos chuvosos, o anticiclone do Atlântico Norte (alta dos

Açures) está mais intenso que o normal, assim como os ventos alísios de nordeste, fazendo com que a

ZCIT seja “empurrada” para posição mais ao sul. Em anos de seca o inverno ocorre, ou seja, o anticiclone

do Atlântico Sul e os ventos sudeste estão mais intensos, de modo que a ZCIT é deslocada para posições

mais ao norte (Climanálise, 1986).

Figura 4.20 – Aspectos de grande escala da circulação atmosférica e típica da distribuição de TSMs no Atlânticopara: a) anos chuvosos e b) anos de seca no Nordeste. A área bachurada indica a posição médiada ZCIT e a linha pontilhada, o eixo de confluência dos ventos alísios de ambos os hemisférios. O“A” estilizado representa a alta pressão subtropical e as linha grossas com flexas indicam aintersificação dos ventos alísios. (Fonte: Nobre and Molion, 1986).


O dipolo de PNM observado em anos chuvosos, com anomalias negativas no Atlântico Sul e

positivas no Atlântico Norte, é função do dipolo de TSM.

Figura 4.21 – Pressão ao nível do mar em Abril/89, analisada numa grade de 5o em projeção

Mercator para visiualização. O intervalo entre os contornos é de 2 hPa : 1000

hPa devem ser domados aos números indicados nos contornos. (Fonte:

CAC/NWS).

4.3. TEMPERATURA DA SUPERFÍCIE DO MAR (TSM)

Anomalias de grande escala na circulação atmosférica sobre o Atlântico e nas temperaturas da

superfície deste oceano modificam significativamente a posição da ZCIT que, em anos de grande

precipitação, localiza-se ao sul de sua posição normal.

De um modo geral, para anos chuvosos, as anomalias do Atlântico Subtropical Sul são positivas

enquanto as do Atlântico Subtropical Norte são negativas, indicando um maior aquecimento anômalo da

superfície do mar no Hemisfério Sul. Em anos secos, o “dipolo de temperatura”, com esta

configuração é conhecida, se inverte apresentando anomalias de TSM positivas no Hemisfério Norte.


Figura 4.22: Composição do período março-abril para casos secos e chuvosos da

anomalia de TSM em 0,1o C. A área sombreada indica valores positivos.

(Fonte: Hastenrath e Heller, 1977).

Correlacionando índices de precipitação no Ceará com as médias mensais de temperatura da

superfície do mar no Oceano Atlântico Sul, MARKHAM et alii (1977) consideraram ser possível prever a

qualidade da estação chuvosa.


Moura & Shukla (1981) utilizando um modelo numérico (equações que mostram o comportamento

da atmosfera no tempo e no espaço) procuraram explicar os possíveis mecanismos da ocorrência da seca

e enchentes sobre o NEB. A presença de anomalias quentes de TSM ao norte do Atlântico Tropical e

anomalias frias de TSM ao sul, produz um efeito combinado de subsidência termicamente forçada,

reduzida evaporação e divergência de fluxo de umidade sobre o NEB e adjacências que, como

conseqüência, causa condições de seca severa sobre a região. Foi sugerido que esses eventos extremos

poderiam ser previstos através do monitoramento da TSM, pois suas anomalias persistem por vários

meses. Outro estudo que analisou as correlações lineares entre os desvios normalizados de precipitação

anual sobre o NEB e anomalias de TSM em áreas compreendidas no Atlântico Norte e Sul foi o de Rao et

alli, (1986). As correlações encontradas indicaram que baixa precipitação sazonal sobre o NEB está

associada com anomalias positivas de TSM no Atlântico Norte (NA) e anomalias negativas no Atlântico Sul

(AS).

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