UNIVERSIDADE DE SÃO PAULO INSTITUTO DE ASTRONOMIA, GEOFÍSICA E CIÊNCIAS ATMOSFÉRICAS DEPARTAMENTO DE CIÊNCIAS ATMOSFÉRICAS VALÉRIA CRISTINA PRANDO

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1 UNIVERSIDADE DE SÃO PAULO INSTITUTO DE ASTRONOMIA, GEOFÍSICA E CIÊNCIAS ATMOSFÉRICAS DEPARTAMENTO DE CIÊNCIAS ATMOSFÉRICAS VALÉRIA CRISTINA PRANDO RESPOSTA OCEÂNICA ÀS FORÇANTES ATMOSFÉRICAS NA ESCALA INTRA-SAZONAL ABORDAGEM OBSERVACIONAL COM ÊNFASE NO HEMISFÉRIO SUL MESTRADO SÃO PAULO 2010

2 VALÉRIA CRISTINA PRANDO RESPOSTA OCEÂNICA ÀS FORÇANTES ATMOSFÉRICAS NA ESCALA INTRA-SAZONAL - ABORDAGEM OBSERVACIONAL COM ÊNFASE NO HEMISFÉRIO SUL Dissertação apresentada ao Instituto de Astronomia, Geofísica e Ciências Atmosféricas da Universidade de São Paulo para obtenção do título de Mestre em Ciências Atmosféricas. Orientador: Dr. Ricardo de Camargo São Paulo 2010

3 FOLHA DE APROVAÇÃO Valéria Cristina Prando Resposta oceânica às forçantes atmosféricas na escala intra-sazonal - uma abordagem observacional com ênfase no Hemisfério Sul. Aprovado em: Banca examinadora Prof. Dr. Instituição: Assinatura: Prof. Dr. Instituição: Assinatura: Prof. Dr. Instituição: Assinatura:

4 AGRADECIMENTOS Agradeço a todas as pessoas que me ajudaram durante esta jornada cuja duração pareceu sem fim. Ao Instituto de Astronomia, Geofísica e Ciências, mais especificamente ao Departamento de Ciências Atmosféricas. Aos professores do Instituto de Astronomia Geofísica e Ciências Atmosféricas IAG -USP, pelo conhecimento compartilhado. Á meu orientador Dr. Ricardo de Camargo pela paciência e pelo apoio para a conclusão deste trabalho. E, sobretudo por ensinar-me a caminhar sozinha. A meus colegas de trabalho, pela compreensão e apoio durante esta minha caminhada. Em especial aos grandes amigos Samara, Mari, Clarinha, Mano, Luiz, Enver, Bruno, Diego, Cida, Marina, Fábio, Eduardo e Bia. Amo vocês! A Profa. Jacyra pelo grande apoio e compreensão, e por ser uma admirável pessoa e pesquisadora. Aos queridos técnicos de informática, Seba, Samuca e Djalma, e as secretárias, Bete, Sônia, Ana, Marcel, Rose, Ana Carolina do Departamento de Ciências Atmosféricas do IAG-USP, pela atenção e prontidão durante minha pesquisa. A Lucimara e ao Lélis pela simpatia e ajuda imediata. A Fabíola pela nova amizade, por me ouvir e pela ajuda. A Letícia e ao Henrique por voltarem a minha vida. Aos meus queridos amigos, que mesmo distantes apoiaram-me. Ao Luciano, que há tantos anos encanta minha vida com sua maravilhosa amizade.

5 Dedicado aos meus pais, meu tio Umberto (em memória), meu querido Binho e à todos os oceanos.

6 "Amigo é uma alma que habita em dois corpos" Sócrates

7 SUMÁRIO Resumo...i Abstract...ii Índice de abreviaturas...iii Lista de figuras...iv 1. Introdução A oscilação intra-sazonal Justificativa e objetivo Padrão América do Sul-Pacífico Dados e metodologia Dados Radiação de onda longa emergente na superfície ROLS Radiação de onda curta na superfície ROC Fluxo de calor latente CL Fluxo de calor sensível CS Componentes do vento U e V em 10 m de altura U e V Temperatura de superfície do mar - TSM Área de estudo e metodologia Filtragem dos dados Resultados e discussão Anomalia média para os meses de janeiro e julho Características dos padrões temporais das variáveis atmosféricas e da TSM na escala temporal intra-sazonal Características dos padrões espaciais das variáveis atmosféricas e da TSM na escala temporal intra-sazonal Conclusões e sugestões para trabalhos futuros Referências Bibliográficas...73

8 RESUMO A variabilidade intra-sazonal do oceano e da atmosfera para o Hemisfério Sul foi estudada através das variáveis de temperatura de superfície do mar (TSM), de balanço de radiação de onda longa emergente em superfície (ROLS), balanço de radiação de onda curta em superfície (ROC), fluxo de calor latente (CL) e sensível (CS), e das componentes zonal (U) e meridional (V) do vento. Os resultados demonstraram que, embora a correlação encontrada entre cada uma das séries temporais de anomalias intra-sazonais das variáveis atmosféricas e a TSM seja baixa, a relação linear entre o oceano e a atmosfera é aparente na escala de tempo intra-sazonal. As anomalias das variáveis atmosféricas foram filtradas na banda intra-sazonal com a utilização do filtro espectral Wheeler e Kiladis. O padrão atmosférico Pacific-South American (PSA) foi escolhido para identificar as oscilações intrasazonais nas variáveis deste estudo. Diferentes quanto ao número de onda, o PSA (-6 a -14) e o PSA longo (-10 a -1), ambos os padrões intra-sazonais ocasionam variabilidade intrasazonal nas anomalias das variáveis estudadas. Os PSA e PSA longo filtrados através da ROLS e da ROC, que são as maiores componentes de energia trocada entre o oceano e atmosfera, apresentaram as maiores correlações em quase toda a extensão espacial analisada. i

9 ABSTRACT The oceanic and atmospheric intraseasonal variability for the south hemisphere was studied analyzing the sea surface temperature (SST), the flux of surface emergent outgoing longwave radiation (SOLR), the flux of surface shortwave radiation (SSR), the latent heat flux (LH), the sensible heat flux (SH) and the zonal (U) and meridional (V) wind components. The results demonstrated that even with the low correlation found between each of the intraseasonal anomaly temporal series, there is a linear relation between the ocean and atmosphere in the temporal intraseasonal scale. The anomalies of the atmospheric variables were filtered in the intraseasonal band using the Wheeler and Kiladis spectral filter. The Pacific-South American (PSA) atmospheric pattern was chosen to identify the intraseasonal oscillations of the variables analyzed during the research. The PSA (-6 a -14) and the long PSA (-10 a -1), which have different wave number, are both intraseasonal patterns that can bring on intraseasonal variability on the anomalies of the studied variables. The PSA and long PSA that were filtered through the SOLR and SSR, that are the major components of energy exchanged between the ocean and atmosphere, presented the largest correlations on almost all the spatial extension analyzed. ii

10 ÍNDICE DE ABREVIATURAS AS - América do Sul CL - Fluxo de calor latente CS - Fluxo de calor sensível ECMWF- European Center for Medium-Range Weather Forecasts ENSO - El Niño Oscilação Sul EOFs - Empirical Orthogonal Functions HS - Hemisfério Sul NCAR - National Center for Atmospheric Research NCEP - National Center for Environmental Prediction OIS - Oscilação Intra-Sazonal OMJ - Oscilação Madden-Julian PSA - Pacific-South American ROL - Radiação de onda longa emitida no topo da atmosfera ROLS - Radiação de onda longa emitida pela superfície ROC - Radiação de onda curta SSA - Singular System Analysis TSM Temperatura da superfície do mar U - Componente zonal do vento em 10 m de altura V - Componente meridional do vento em 10 m de altura WK - Wheeler and Kiladis ZCAS - Zona de Convergência do Atlântico Sul iii

11 LISTA DE FIGURAS Figura 1: Anomalias de balanço de radiação de onda longa emergente na superfície (ROLS) correspondente ao período de 1982 a a) para janeiro (verão) e b) para julho (inverno). O intervalo entre as anomalias apresentadas é de 5W/m -2. Figura 2: Anomalias de balanço de radiação de onda curta na superfície (ROC) correspondente ao período de 1982 a a) para janeiro (verão) e b) para julho (inverno). O intervalo entre as anomalias apresentadas para o verão é de 20W/m -2 e 10W/m -2 para o inverno. Figura 3: Anomalias de balanço de fluxo de calor latente (CL) correspondente ao período de 1982 a a) para janeiro (verão) e b) para julho (inverno). O intervalo entre as anomalias apresentadas é de 20W/m -2. Figura 4: Anomalias de fluxo de calor sensível (CS) correspondente ao período de 1982 a a) para janeiro (verão) e b) para julho (inverno). O intervalo entre as anomalias apresentadas é de 20W/m -2. Figura 5: Anomalias da componente zonal do vento (U) em 10m de altura correspondente ao período de 1982 a a) para janeiro (verão) e b) para julho (inverno). O intervalo entre as anomalias apresentadas é de 1m/s. Figura 6: Anomalias da componente meridional do vento (V) em 10m de altura correspondente ao período de 1982 a a) para janeiro (verão) e b) para julho (inverno). O intervalo entre as anomalias apresentadas é de 1m/s. Figura 7: Anomalias da temperatura de superfície do mar (TSM) correspondente ao período de 1982 a a) para janeiro (verão) e b) para julho (inverno). O intervalo entre as anomalias apresentadas é de 1 C. Figura 8: Diagrama Hovmöller dos PSA (8a) e PSA longo (8b) filtrados na variável ROLS, para o índice de 54 S e 140 W a) do PSA + anomalias de TSM e b) PSA longo + anomalias de TSM para o período de 1982 a Os valores das isolinhas representam os valores de correlações positiva e negativa entre as anomalias de TSM e os padrões PSA (8a) e PSA longo (8b). Figura 9: Diagrama Hovmöller dos PSA (9a) e PSA longo (9b) filtrados na variável ROC, para o índice de 54 S e 140 W a) do PSA + anomalias de TSM e b) PSA longo + anomalias de TSM para o período de 1982 a Os valores das isolinhas representam os valores de correlações positiva e negativa entre as anomalias de TSM e os padrões PSA (9a) e PSA longo (9b). Figura 10: Diagrama Hovmöller dos PSA (10a) e PSA longo (10b) filtrados na variável CL, para o índice de 54 S e 140 W a) do PSA + anomalias de TSM e b) PSA longo + anomalias de TSM para o período de 1982 a Os valores das isolinhas representam os valores de correlações positiva e negativa entre as anomalias de TSM e os padrões PSA (10a) e PSA longo (10b). iv

12 Figura 11: Diagrama Hovmöller dos PSA (11a) e PSA longo (11b) filtrados na variável CS, para o índice de 54 S e 140 W a) do PSA + anomalias de TSM e b) PSA longo + anomalias de TSM para o período de 1982 a Os valores das isolinhas representam os valores de correlações positiva e negativa entre as anomalias de TSM e os padrões PSA (11a) e PSA longo (11b). Figura 12: Diagrama Hovmöller dos PSA (12a) e PSA longo (12b) filtrados na variável U, para o índice de 54 S e 140 W a) do PSA + anomalias de TSM e b) PSA longo + anomalias de TSM para o período de 1982 a Os valores das isolinhas representam os valores de correlações positiva e negativa entre as anomalias de TSM e os padrões PSA (12a) e PSA longo (12b). Figura 13: Diagrama Hovmöller dos PSA (13a) e PSA longo (13b) filtrados na variável V, para o índice de 54 S e 140 W a) do PSA + anomalias de TSM e b) PSA longo + anomalias de TSM para o período de 1982 a Os valores das isolinhas representam os valores de correlações positiva e negativa entre as anomalias de TSM e os padrões PSA (13a) e PSA longo (13b). Figura 14: Padrões espaciais de correlações defasadas entre o padrão atmosférico PSA filtrado na ROL e anomalias normalizadas de ROLS. O intervalo de defasagem é de uma semana. As regiões de cores frias (quentes), entre o verde e o roxo (entre o verde e rosa), significam correlações negativas (positivas). Figura 15: Padrões espaciais de correlações defasadas entre o padrão atmosférico PSA filtrado na ROL e anomalias normalizadas de ROC. O intervalo de defasagem é de uma semana. As regiões de cores frias (quentes), entre o verde e o roxo (entre o verde e rosa), significam correlações negativas (positivas). Figura 16: Padrões espaciais de correlações defasadas entre o padrão atmosférico PSA filtrado na ROL e anomalias normalizadas de CL. O intervalo de defasagem é de uma semana. As regiões de cores frias (quentes), entre o verde e o roxo (entre o verde e rosa), significam correlações negativas (positivas). Figura 17: Padrões espaciais de correlações defasadas entre o padrão atmosférico PSA filtrado na ROL e anomalias normalizadas de CS. O intervalo de defasagem é de uma semana. As regiões de cores frias (quentes), entre o verde e o roxo (entre o verde e rosa), significam correlações negativas (positivas). Figura 18: Padrões espaciais de correlações defasadas entre o padrão atmosférico PSA filtrado na ROL e anomalias normalizadas de U. O intervalo de defasagem é de uma semana. As regiões de cores frias (quentes), entre o verde e o roxo (entre o verde e rosa), significam correlações negativas (positivas). Figura 19: Padrões espaciais de correlações defasadas entre o padrão atmosférico PSA filtrado na ROL e anomalias normalizadas de V. O intervalo de defasagem é de uma semana. As regiões de cores frias (quentes), entre o verde e o roxo (entre o verde e rosa), significam correlações negativas (positivas). Figura 20: Padrões espaciais de correlações defasadas entre o padrão atmosférico PSA filtrado na ROL e anomalias normalizadas de TSM. O intervalo de defasagem é de uma v

13 semana. As regiões de cores frias (quentes), entre o verde e o roxo (entre o verde e rosa), significam correlações negativas (positivas). Figura 21: Padrões espaciais de correlações defasadas entre o padrão atmosférico PSA longo filtrado na ROL e anomalias normalizadas de ROLS. O intervalo de defasagem é de uma semana. As regiões de cores frias (quentes), entre o verde e o roxo (entre o verde e rosa), significam correlações negativas (positivas). Figura 22: Padrões espaciais de correlações defasadas entre o padrão atmosférico PSA longo filtrado na ROL e anomalias normalizadas de ROC. O intervalo de defasagem é de uma semana. As regiões de cores frias (quentes), entre o verde e o roxo (entre o verde e rosa), significam correlações negativas (positivas). Figura 23: Padrões espaciais de correlações defasadas entre o padrão atmosférico PSA longo filtrado na ROL e anomalias normalizadas de CL. O intervalo de defasagem é de uma semana. As regiões de cores frias (quentes), entre o verde e o roxo (entre o verde e rosa), significam correlações negativas (positivas). Figura 24: Padrões espaciais de correlações defasadas entre o padrão atmosférico PSA longo filtrado na ROL e anomalias normalizadas de CS. O intervalo de defasagem é de uma semana. As regiões de cores frias (quentes), entre o verde e o roxo (entre o verde e rosa), significam correlações negativas (positivas). Figura 25: Padrões espaciais de correlações defasadas entre o padrão atmosférico PSA longo filtrado na ROL e anomalias normalizadas de U. O intervalo de defasagem é de uma semana. As regiões de cores frias (quentes), entre o verde e o roxo (entre o verde e rosa), significam correlações negativas (positivas). Figura 26: Padrões espaciais de correlações defasadas entre o padrão atmosférico PSA longo filtrado na ROL e anomalias normalizadas de V. O intervalo de defasagem é de uma semana. As regiões de cores frias (quentes), entre o verde e o roxo (entre o verde e rosa), significam correlações negativas (positivas). Figura 27: Padrões espaciais de correlações defasadas entre o padrão atmosférico PSA longo filtrado na ROL e anomalias normalizadas de TSM. O intervalo de defasagem é de uma semana. As regiões de cores frias (quentes), entre o verde e o roxo (entre o verde e rosa), significam correlações negativas (positivas). vi

14 1. INTRODUÇÃO 1.1 A OSCILAÇÃO INTRA-SAZONAL A Oscilação Intra-Sazonal (OIS) ou Oscilação Madden-Julian (OMJ), como também é conhecida, é um fenômeno natural que ocorre no sistema acoplado oceano-atmosfera em ambos os hemisférios e afeta significativamente a circulação atmosférica nos trópicos e subtrópicos (Han, 2005). A OMJ resulta da célula de circulação de grande escala orientada no plano equatorial e move-se para leste, do Oceano Índico para o Oceano Pacífico Central (Madden e Julian, 1994). Essa oscilação foi descoberta no início da década de 70 (Madden e Julian, 1971) e, devido à sua influência no clima global, ainda é foco de muitas pesquisas. No estudo pioneiro, Madden e Julian (1971) utilizaram análises espectrais para os dez anos de dados de radiossondagens da estação da Ilha de Canton e observaram alta coerência entre a pressão em superfície, a componente zonal do vento e a temperatura em vários níveis, num período de 41 a 53 dias, posteriormente denominado OMJ. Estes autores examinaram ainda dados de outras estações para diferentes períodos e diagnosticaram que a banda de dias era apenas o período responsável pelo fenômeno físico. Segundo os resultados encontrados por Lau e Chan (1986), a propagação da OMJ para leste ao longo do equador parece estar presente durante todo o ano. Isto sugere que a propagação para leste possa ser uma propriedade básica de modos de onda confinados equatorialmente e que a propagação meridional surge como resultado da interação entre esses modos equatoriais e as circulações de monções. Outros trabalhos também procuraram estudar a OMJ. As OIS pronunciadas de ventos e convecção são observadas nos oceanos Índico Tropical e Pacífico Oeste. Gruber (1974) e Zangvill (1975) usaram análises espectrais para mostrar a existência da propagação de nebulosidade na direção leste em regiões equatoriais. No estudo realizado por Parker (1973), com dados de ventos na alta troposfera e baixa estratosfera equatorial, encontrou-se o sinal dessa oscilação para o vento zonal e para a temperatura em 100 hpa. Dakshinamurti e Keshavamurty (1976) calcularam o espectro do vento zonal e meridional em 850 hpa sobre a Índia e encontraram picos correspondentes a 30 dias. Eles sugeriram que esta variação estaria associada à oscilação norte-sul do período de seca das monções. Weickmann et al. (1985) encontraram relações estatisticamente significativas entre flutuações intra-sazonais de radiação de onda longa tropical emergente e aspectos de circulação de escala planetária em 1

15 250 hpa durante o inverno do Hemisfério Norte. Knutson e Weickmann (1987) analisaram composições do vento em 250 hpa e 850 hpa para todo o globo, além de radiação de onda longa emergente. Eles mostraram que, em associação com anomalias negativas de radiação de onda longa emitida no topo da atmosfera na região da Indonésia, há anomalias na circulação ciclônica na alta troposfera, que ocorrem a leste das anomalias de radiação de onda longa emitida no topo da atmosfera. Em outro trabalho, as regressões defasadas de radiação de onda longa ascendente filtrada na banda intra-sazonal de dias revelaram que os centros de convecções movem-se do centro do Oceano Índico Equatorial para a direção norte - leste após o início da OIS (Lawrence e Webster, 2001; Han, 2005). Murakami (1987) estudou a amplitude da resposta extra-tropical para anomalias convectivas e relatou que esta apresenta-se maior durante os períodos nos quais as anomalias de radiação de onda longa emitida no topo da atmosfera propagam-se para leste do Oceano Índico, em direção ao Oceano Pacífico Central. Carvalho et al. (2002a, 2002b) mostraram que a variabilidade da convecção associada às anomalias intra-sazonais do vento tem impacto também na meso-escala, sobretudo no ciclo diurno da convecção. Jones e Carvalho (2002) ressaltaram ainda que, embora na Bacia Amazônica esse padrão não seja muito claro, no leste do Brasil, no altiplano Boliviano e na parte norte da América do Sul (AS), esses regimes de vento são evidentes. Os autores sugerem que estas OIS estariam associadas às distintas fases da propagação de trens de ondas de latitudes médias. Casarin e Kousky (1986) e Paegle e Mo (1997) encontraram um padrão de balanço meridional de condições secas e úmidas sobre a AS Tropical e Subtropical, possivelmente relacionado com a oscilação dias nos trópicos, com extensão e comprimento na direção sul da Zona de Convergência do Atlântico Sul (ZCAS), estabelecido com a acentuada convecção tropical sobre o Oceano Pacífico Central e Leste e condições secas sobre o Oceano Pacífico Central e a Oceania. Carvalho et al. (2004) mostraram que a ZCAS pode apresentar diferentes características espaciais e de intensidade, as quais dependem tanto de uma variabilidade interna, quanto podem ser controladas por atividade em escala sinótica e intra-sazonal durante o verão austral. A OIS de verão é uma componente importante da circulação da atmosfera tropical (Lawrence e Webster, 2001; Madden e Julian, 1994; Han, 2005). Zhou e Lau (1998) demonstraram que o verão na AS contém os principais padrões de regime de monções com OIS que modulam a intensidade das fases ativas (regime de oeste) e não-ativas (regime de leste) de convecção, como o observado na Ásia e Austrália. Muitas das oscilações intrasazonais são geradas no Oceano Índico e elas podem propagar em direção aos pólos afetando as monções de verão Asiáticas (Krishnamurti e Subramanyam 1982; Webster 1983; Lawrence 2

16 e Webster 2001), e na direção leste para o Oceano Pacífico e impactar o El-Niño Oscilação Sul (ENSO) (Lau e Chan 1988; McPhaden 1999; Kessler e Kleeman 2000; Kiladis et al. 2001). Gan et al. (2005) estudaram o ciclo anual médio da precipitação para a estação chuvosa da região centro-oeste do Brasil no período de Os mesmos demonstraram que a região centro-oeste tem várias características similares às de monções da Ásia, estações seca e chuvosa e variabilidades dentro da estação chuvosa que ocorrem em várias escalas de tempo, como na escala intra-sazonal. Jones e Carvalho (2002) demonstraram que durante a fase ativa do regime de monções as anomalias intra-sazonais (10-70 dias) da direção do vento em 850 hpa cruzam do equador para sul, em direção à Região Sudeste do Brasil. Essa fase está associada às anomalias de circulação ciclônica próximo às costas da Argentina e Uruguai, gerando convecção acentuada no Sudeste do Brasil, associada às anomalias de vento de oeste em baixos níveis. Existem diversos estudos a respeito da influência da OMJ na temperatura de superfície do oceano (TSM) e de seu impacto sobre o oceano numa ampla gama de escalas de tempo (Han, 2005). A OMJ pode induzir perturbações intra-sazonais de TSM através de distúrbios de fluxos de calor de superfície, momentum, e aporte de água doce (Zhang 1996; Hendon e Glick 1997; Jones et al. 1998; Shinoda et al. 1998; Zhang e McPhaden 2000), mas não está claro como a TSM pode induzir a realimentação para a OMJ. Os estudos a respeito da realimentação do oceano para atmosfera nem sempre fornecem resultados consistentes (Wang e Xie, 1997). O papel da TSM na existência e variabilidade da OMJ é um assunto de significante interesse e importância, já que para incluir a OMJ em modelos computacionais é necessário conhecer a estrutura da forçante de superfície, ou seja, as fases relativas de perturbação em variáveis de superfície associadas com a OMJ. A estrutura da forçante de superfície da OMJ pode ainda variar durante o ciclo de vida da OMJ (Hendon e Salby, 1994) e entre diferentes eventos (Wang e Xie, 1997; Zhang e McPhaden, 2000). Pegion e Kirtman (2008) demonstraram que parte da OIS tropical pode ser reproduzida somente pela forçante TSM, mas há uma componente da oscilação que aparentemente requer uma interação de duas vias entre a atmosfera e o oceano. Se houver algum sinal devido ao impacto da atmosfera na TSM, então esta pode realimentar a atmosfera. Esta realimentação pode fornecer a previsibilidade de longo prazo. Jones et al. (1998) estudaram a relação da OMJ com as variações pronunciadas de convecção e circulação de larga escala por toda troposfera tropical utilizando dados observacionais de fluxo de calor na superfície e dados de TSM durante o ciclo de vida da OMJ. Os resultados encontrados sugeriram uma possível realimentação entre a oscilação e a 3

17 variação intra-sazonal na TSM e esse pode ser um importante mecanismo para simulações numéricas do ciclo de vida da OMJ. Com relação à influência sobre a AS, Chaves e Nobre (2002, 2004) exploram as características das anomalias de TSM no Oceano Atlântico Sul associadas à episódios de ZCAS durante o verão austral e evidenciaram que existe relações entre as anomalias de TSM e a ZCAS. Recentemente, Chaves e Satyamurty (2006) encontraram que a nebulosidade e o sistema de vento associado à ZCAS podem modificar e ser modificados pelos padrões e intensidade da TSM na bacia do Atlântico Sul. Evidências observacionais sugerem que a OIS também dirige uma resposta oceânica de grande amplitude (Webster et al. 2002; Masumoto et al. 2005) e estudos de modelagem têm sido conduzidos para examinar a resposta oceânica em detalhes (Shinoda e Hendon 1998; Han et al. 2001, 2004; Schouten et al. 2002; Schiller e Godfrey 2003; Waliser et al. 2003; Han, 2005). Han et al. (2001) e Han (2005) usaram uma hierarquia de modelos para demonstrar que as correntes zonais e o nível do mar no Oceano Índico equatorial têm um pico de reposta próximo a um período de 90 dias, enquanto a forçante vento apresenta-se em dias. A mudança no pico de freqüência entre a forçante e a resposta resulta de uma excitação preferencial de larga escala de baixa freqüência, as ondas de Rossby e Kelvin, próxima a um período de 90 dias (Han, 2005). Estudos envolvendo a resposta do oceano às forçantes atmosféricas em escala global têm sido amplamente desenvolvidos. O trabalho de Chaves (2005) apresenta a avaliação da resposta do Modular Ocean Model em escala global às forçantes atmosféricas de larga-escala da Reanálise do NCEP/NCAR (Kalnay et al. 1996) e do ECMWF. A autora classificou tal representação adequada como ferramenta diagnóstica ou na verificação de hipóteses envolvendo a TSM. Pegion e Kirtman (2008) repetiram a análise para os dados de TSM e de precipitação filtrados na banda da OIS para dias. No conjunto interativo do modelo, a variabilidade da TSM é pequena, mas nos mesmos locais do modelo acoplado padrão. Identificou-se que várias regiões têm taxas de variância entre 0.2 e 1.0, como as regiões dos Oceanos Pacífico Leste e Índico e do Continente Marítimo. É possível que essas regiões de realimentação acopladas sejam importantes devido à OIS tropical. Para a análise de Empirical Orthogonal Functions (EOF-que visam reduzir o número de variáveis da série de dados e assim encontrar os principais padrões espaciais) estendida das pentadas de precipitação, encontrou-se que as duas primeiras EOF estendidas estão em quadratura e juntas explicam cerca de 4,4% da variância, semelhante às simulações acopladas e não-acopladas (Pegion e Kirtman 2008). Após a composição média do conjunto das simulações, o conjunto interativo mostra clara evidência da OIS tropical. Os autores argumentaram que embora a dinâmica 4

18 interna da atmosfera possa ser importante, a realimentação do sistema acoplado oceanoatmosfera também parece ser um fator relevante na simulação da OIS tropical neste modelo. 1.2 JUSTIFICATIVA E OBJETIVO Devido à importância da OIS no contexto climático e sua influência em outros fenômenos atmosféricos, este assunto permanece como tópico de muitos estudos e são necessárias mais investigações para o entendimento dos processos físicos e dinâmicos associados a esta oscilação. Neste contexto, o estudo apresenta uma análise observacional da oscilação intrasazonal de dias para o Hemisfério Sul. Este trabalho tem como objetivo entender as relações entre a TSM e as variáveis atmosféricas de fluxo de calor latente, fluxo de calor sensível, radiação de onda longa de superfície, radiação de onda curta, velocidade das componentes zonal e meridional do vento em 10 m de altura sobre os oceanos do Hemisfério Sul. E dessa forma, possivelmente contribuir para melhorar os prognósticos de modelos climatológicos e poder comparar situações climatológicas àquelas forçadas com a presença de perturbações intra-sazonais. Busca-se responder às seguintes questões: qual é o impacto das variáveis atmosféricas de interesse desse estudo sobre o oceano? Qual é a contribuição do padrão PSA para a interação do oceano e da atmosfera na escala temporal do estudo? 1.3 O PADRÃO AMÉRICA DO SUL-PACÍFICO (PSA) O presente estudo propõe analisar a relação entre o oceano e a atmosfera para todo o Hemisfério Sul (HS). Deste modo, escolheu-se o padrão atmosférico de teleconexão América do Sul-Pacífico ou Pacific-South American (PSA) para a avaliação da conexão oceanoatmosfera (em superfície). Este padrão é caracterizado por trens de onda emanados da costa leste da Austrália em direção ao Pacífico Sul e sobre a América do Sul podem ser vistos em vários estudos (Mo e Higgins, 1998; Kalnay et al., 1996, entre outros). O padrão atmosférico PSA é um padrão de multi-escala temporal de variabilidade de baixa freqüência e sua relevância tem sido demonstrada em muitos trabalhos. Por exemplo, através das análises dos dados do European Center for Medium-Range Weather Forecasts 5

19 (ECMWF) para o período entre , Sinclair et al. (1997) examinaram a atividade de um ciclone sobre o HS e encontraram que as variações regionais da atividade do ciclone são moduladas pela condução dos modos (PSA) de anomalias de pressão ao nível do mar. Os modos do PSA também aparecem nas anomalias da altura média sazonal de 500-hPa da reanálise do ECMWF (Mo, 2000) e nos padrões 2 e 3 das EOFs rotacionadas obtidas por Karoly et al. (1996) para o mesmo período, sendo identificados em todas as estações com variações rápidas na localização dos centros de condução. A escolha deste padrão deve-se ao fato dos modos do padrão PSA exibirem variâncias consideráveis em várias escalas de tempo, desde a OIS à decadal (Kidson, 1988; Kiladis e Mo, 1998), podendo afetar outros sistemas atmosféricos. Ambos os modos I e II do PSA aparecem em análises de EOF em estudos de teleconexão, para conjuntos e períodos de dados diferentes, com diversas freqüências (Kidson, 1988; 1999; Lau et al., 1994; Sinclair et al., 1997). Kidson 1988 analisou dados de altura geopotencial em 500 hpa com a utilização de EOF e encontrou dois padrões do tipo trem de onda em latitudes médias e altas representados pelo segundo e terceiro modo espacial da variabilidade inter-anual do HS. O mesmo autor estudou a correlação entre o índice de Oscilação Sul e a variabilidade de baixa freqüência da função corrente em 300 hpa e também identificou um padrão oscilatório muito similar ao modo PSAI (Kidson, 1999). Assim como Kidson (1988, 1999), Szeredi e Karoly (1987) determinaram os padrões de teleconexões para o HS utilizando dados de estações e encontraram um padrão de trem de onda com uma fase zonal de 90 conduzido pelo PSA I. O PSA desempenha um papel importante no transporte do sinal do ENSO de latitudes baixas para as altas (Mo e Paegle, 2001). Segundo Mo e Paegle (2001), o modo PSA I está relacionado às anomalias de TSM sobre o Oceano Pacífico Central e Leste na escala de tempo decadal, em resposta ao ENSO na banda interanual, já que o padrão associado à precipitação de verão é similar às anomalias de precipitação durante o ENSO. Além disso, o padrão PSA I é conhecido como a maior resposta para o ENSO e afeta a atmosfera do HS (Jin e Kirtman, 2007). Mo e Peagle (2001) argumentam que o padrão PSA não é resultado apenas das forçantes equatorial, mas sim devido às anomalias simultâneas opostas sobre a TSM equatorial e subtropical. Neste mesmo trabalho encontrou-se que o modo PSA II está associado com a componente quase-bienal do ENSO, com um período de meses e a conexão mais forte ocorre durante a primavera austral. O padrão de precipitação associado mostra um padrão de dipolo com anomalias fora de fase entre a ZCAS, estendendo-se do centro da AS (35 S) para o Oceano Atlântico. 6

20 Na banda intra-sazonal, Mo e Higgins (1998) conectaram a evolução dos modos do PSA as OIS no período do inverno para os trópicos. A fase positiva do modo PSA I está associada com o aumento da convecção tropical sobre o Oceano Pacífico Central e Leste e com a supressão da convecção no Oceano Índico. Os padrões de convecção associados com o PSA II são similares aqueles do PSA I, mas deslocam ¼ do comprimento de onda para o leste. Lau e Chan (1986) analisaram as composições da anomalia de radiação de onda longa emitida no topo da atmosfera e encontraram que esta se assemelha aos padrões de EOF dominantes da anomalia tropical da OMJ. Os modos PSA I e II também apresentam evidências de OIS tropicais para ambos os invernos e verões. As propagações do aumento da convecção do Oceano Índico para o Oceano Pacífico Central são acompanhadas pelo trem de onda (PSA) que parece se originar em regiões convectivas. O padrão positivo PSA I está associado com o aumento da convecção sobre o Oceano Pacífico, entre 150 E a linha de data, e este está em quadratura com o padrão de convecção associado ao PSA II. Ambos os modos de PSA são influenciados pela OMJ e influenciam a precipitação na AS (Mo e Paegle, 2001). Esses modos são homólogos aos de Madden-Julian, mas para o HS. Este resultado é confirmado por Mo e Ghil (1987), que foram os primeiros a identificar o modo principal do PSA para o inverno do HS na escala de tempo intra-sazonal. Ao examinar as anomalias persistentes de altura geopotencial em 500 hpa, eles encontraram um trem de onda se propagando do Oceano Pacífico Central para a Argentina, com uma extensa amplitude no setor do PSA presente no terceiro modo da EOF do estudo. Paegle e Mo (1997) e Paegle et al. (2000) relacionaram algumas precipitações de verão sobre a AS com a OMJ. Eles detectaram que os modos do PSA contêm ambos a OMJ e os sinais do modo de 22 dias. Entretanto, a associação com a convecção tropical é dominada pela OMJ, mas durante a estação da monção os modos do PSA têm um impacto na precipitação das monções. A propagação dos modos do PSA apresenta notável influência no HS. Quando há aumento de convecção sobre o Oceano Índico, as anomalias positivas de radiação de onda longa emitida no topo da atmosfera são encontradas sobre o Oceano Pacífico Oeste. Quando o aumento da convecção se estende de 150 E ao longo do sudeste do Equador para (10 S, 170 E), essas anomalias positivas (em 15 S, 45 W) alcançam um máximo e as anomalias negativas de radiação de onda longa emitida no topo da atmosfera aparecem ao sul das positivas sobre o Nordeste do Brasil. Quando o aumento da convecção alcança as longitudes de W nos trópicos, a ZCAS é suprimida e a convecção sobre a Planície Subtropical Argentina é aumentada (Mo e Paegle, 2001). 7

21 De um modo geral, nota-se que os padrões de PSA aparecem em estudos de diversos sistemas atmosféricos. Mesmo com diferentes conjuntos e processamento de dados, os resultados de muitos trabalhos apresentam poucas diferenças na intensidade das anomalias causadas pelo padrão PSA e no total da variância que elas representam. Portanto, devido à característica robusta dos modos PSA no Hemisfério Sul, espera-se que este seja um padrão ideal para o estudo das relações entre o oceano e a atmosfera para a escala temporal intrasazonal. Este trabalho esta dividido em capítulos. O capítulo 2 apresenta os dados, a área de estudo e a metodologia de filtragem de ondas. A análise descritiva dos campos de anomalias das variáveis estudadas e suas possíveis conexões durante a propagação do padrão PSA na escala intra-sazonal são apresentados no capítulo 3. O capítulo 4 apresenta as conclusões do estudo e as sugestões para trabalhos futuros. 8

22 2. DADOS E METODOLOGIA 2.1 DADOS Neste estudo foram utilizados os dados semanais de TSM provenientes do National Centers for Environmental Prediction and National Center for Atmospheric Research (NCEP/NCAR), disponíveis no site ftp.emc.ncep.noaa.gov/. Esse conjunto de dados foi gerado através de uma interpolação ótima que compreende dados in situ de bóias e navios e dados de satélites. A grade de TSM é igualmente espaçada em 1 x 1 de latitude e longitude, estendendo-se de 89.5 N S, 0.5 E E. O período dos dados compreende de janeiro de 1982 a dezembro de Os dados de média diária de radiação de onda longa de superfície (ROLS), radiação de onda curta de superfície (ROC), fluxo de calor latente (CL), fluxo de calor sensível (CS), componente zonal (U) e meridional (V) do vento em 10m foram obtidos da Reanálise do NCEP/NCAR (Kalnay et al. 1996). Esses dados apresentam cobertura espacial de 1, 8 75 x 1, 9047 (longitude/latitude) em grade gaussiana, que correspondem ao período de janeiro de 1982 a dezembro de Os dados da reanálise do NCEP/NCAR são provenientes de dados meteorológicos de superfície em terra, navio, radiossonda, satélite e outros. A qualidade desses dados é controlada através do sistema de assimilação de dados desde 1957 (Kalnay et al., 1996). As variáveis atmosféricas presentes neste estudo foram escolhidas por serem as componentes mais importantes das interações do oceano e da atmosfera. A maior fonte de energia para o oceano provém das trocas entre os dois meios através do fluxo de energia e da ação do vento na superfície do mar, que resulta nas trocas de calor com a atmosfera. O balanço de fluxo de energia (B) considera as componentes atmosféricas de radiação de onda curta, radiação de onda longa em superfície, fluxo de calor latente e sensível na interface armar, equação (1): B energia = ROLS fluxo + ROC fluxo + CL fluxo + CS fluxo (1) A seguir é apresentado um dos exemplos de como são calculados os valores estimados das variáveis acima citadas. 9

23 ROLS RADIAÇÃO DE ONDA LONGA EMERGENTE NA SUPERFÍCIE - (2): A radiação de onda longa emitida pela superfície pode ser estimada através da equação OL asc = σεt s 4 (2) onde ε é a emissividade da superfície, σ é a constante de Stefan-Boltzman e T S é a temperatura da superfície do oceano. A contribuição do oceano é o calor perdido por radiação de corpo negro, e a contribuição da atmosfera é a radiação infravermelha descendente emitida pela atmosfera (as nuvens em particular) RADIAÇÃO DE ONDA CURTA NA SUPERFÍCIE - ROC A radiação de onda curta é a parte da radiação solar incidente que penetra no oceano. É estimada como a quantidade de energia solar que alcança a superfície do oceano depois de percorrer a atmosfera (Q incidente ), menos a parte que é refletida pela superfície do oceano, devido ao albedo A, equação (3): Q SOL = (1-A) Q incidente (3) Este fluxo é sempre um ganho de calor para o oceano, então é sempre negativo para atmosfera. O fluxo de calor solar Q SOL é estimado através da equação (4) (Budyko, 1963): Q SOL = (1-A) (1- a N) Q incidente (4) onde Q incidente é a radiação solar descendente pelo céu claro, A o albedo (A=0.06), N representa a porcentagem de nuvens e varia entre 0 e 1, e a é um coeficiente que varia com a latitude. As incertezas na estimativa desse fluxo são devido à parametrização da absorção de radiação solar pelas nuvens e vapor da água. 10

24 2.1.3 FLUXO DE CALOR LATENTE - CL A maioria das aplicações de larga escala dos fluxos turbulentos de superfície (fluxos de calor latente e sensível) é baseada na equação de parametrização bulk. Nesta os fluxos são em função do vento médio da camada de superfície e do contraste atmosférico termal e de umidade induzido pelo oceano (Béranger et al. 1999). O fluxo de calor latente é a quantidade de calor trocado entre o oceano e a atmosfera durante o processo de evaporação. Isso depende do gradiente de umidade da coluna de ar e da velocidade do vento que intensifica as trocas entre os dois meios. O fluxo de calor latente é a perda de calor mais importante pelo oceano que aquece a atmosfera por este tipo de troca. A equação (5) bulk aerodinâmica clássica é: Q LAT = ρ air C E L U 10 ( q 10 - q s ) (5) em que L é o calor latente de evaporação, ρ air é a densidade do ar, C E é o coeficiente de troca turbulenta, q 10 é a umidade específica do ar em 10m de altura, q s é a umidade especifica de saturação na superfície do oceano e U 10 é a velocidade do vento em 10 m de altura FLUXO DE CALOR SENSÍVEL - CS O fluxo de calor sensível é a quantidade de calor trocado entre o oceano e a atmosfera por condução térmica. O mesmo é função da velocidade do vento e do gradiente vertical de temperatura entre dois fluidos, equação (6): Q sens = ρ air C H C P U 10 ( T 10 - T S ) (6) em que ρ air é a densidade do ar, C P é o calor especifico do ar ( J/kg/K), C H é o coeficiente de troca turbulenta, U 10 é a velocidade do vento em 10 m de altura, T 10 é a temperatura do ar em 10 m e T S é a temperatura de superfície do oceano. 11

25 2.1.5 COMPONENTES DO VENTO U E V EM 10 M U e V O vetor de tensão do vento representa a troca de momentum entre a interface ar-mar. A equação (7) aerodinâmica de bulk da tensão do vento é: t = ρ air C D U 10 U 10 (7) onde C D é o coeficiente de arrasto turbulento, U 10 é o vetor de vento em altura anemométrica (freqüentemente 10 m), e ρ air é a densidade do ar. As medidas instantâneas de vento são altamente recomendadas para estimar a tensão do vento já que não é uma quantidade linear. A direção e velocidade do vento são obtidas através de medidas de sinal de radar. Como a tensão do vento não é diretamente obtida do sinal recebido, faz-se necessária uma formulação empírica para obter a tensão do vento na superfície oceânica TEMPERATURA DA SUPERFÍCIE DO MAR - TSM Os dados de temperatura de superfície do mar foram gerados a partir de um esquema de interpolação ótima com a utilização de dados de navios, bóias e satélites para se determinar os campos de TSM (Reynolds e Smith, 1994) ÁREA DE ESTUDO E METODOLOGIA A área de estudo estende-se entre as latitudes 15 N e 60 S, para todas as longitudes do globo. A região tropical é incluída na área de estudo por ser uma possível causa de disparo do padrão PSA. Os campos das variáveis meteorológicas de radiação de onda longa de superfície (ROLS), radiação de onda curta de superfície (ROC), fluxo de calor latente (CL), fluxo de calor sensível (CS), componente zonal (U) e meridional (V) do vento foram interpolados para uma grade espacial de 1ºx 1º, para que todas as variáveis deste estudo apresentassem a mesma resolução espacial. Desta forma, foi aplicado um método de interpolação nos dados da Reanálise usando o User Defined Function (UDF), regrid2. Este programa é uma função de 12

26 interpolação que foi desenvolvido por Milke Fiorino no Lawrence Livermore National Laboratory/University of California, para o software Grid Analysis and Display System (GrADS). Após a interpolação espacial, as medias semanais (sete dias) das variáveis meteorológicas foram calculadas para se obter a mesma resolução temporal da TSM. As séries temporais foram divididas em N semanas, com sete dados cada. O valor da variável para cada semana é encontrado utilizando a seguinte expressão: S n 7 i = 1 = i 7 D (6) na qual S n é o valor da semana desejada e D i (i=1,7) é o grupo de sete dados que compõem aquela semana. A seguir, calculou-se e removeu-se o ciclo anual médio de cada variável. Foi calculado o primeiro harmônico dos 26 anos de dados para cada variável, por ponto de grade. Calculado o ciclo anual médio de cada variável, este foi subtraído da série temporal correspondente para se obter a anomalia FILTRAGEM DOS DADOS As variáveis de radiação de onda longa de superfície (ROLS), radiação de onda curta de superfície (ROC), fluxo de calor latente (CL), fluxo de calor sensível (CS), componente zonal (U) e meridional (V) do vento em 10m foram submetidas à técnica de filtragem espectral. Essa filtragem é uma análise espaço-temporal para a determinação do padrão PSA correspondente a escala de tempo do intra-sazonal. Para a realização da filtragem adaptou-se o filtro Wheeler e Kiladis (WK) usado em Wheeler e Kiladis (1999). Este filtro foi desenvolvido originalmente para filtrar um conjunto de dados, especialmente ROL, para os números de ondas e freqüências de todos os modos das várias ondas equatoriais. Neste estudo se entendeu a área de aplicação do filtro para os subtrópicos e extra-trópicos. Após a realização de alguns testes afirmou-se a viabilidade da aplicação desse filtro para a finalidade do presente estudo, uma vez que foi possível capturar os modos semelhantes ao padrão PSA. 13

27 O processo de filtragem é baseado na transformada dupla de Fourier, sendo a primeira no espaço (na direção zonal) e a segunda no tempo para cada faixa de latitude entre 15 N e 60 S. O fato de incluir as regiões tropicais permite inferir se há ligação entre os padrões obtidos na região equatorial com àqueles obtidos em latitudes mais altas. A transformada dupla de Fourier auxilia na representação dos dados de anomalias em termos de coeficientes espectrais, que dependem do número de onda (inverso da longitude) e da freqüência (inverso do tempo). Como o PSA pode ser avaliado através de diversas variáveis atmosféricas (Jin e Kirtman, 2007; Kidson, 1999; Lau et al., 1994; Mo, 2000; Sinclair et al., 1997), neste trabalho será estudado através das variáveis ROLS, ROC, CL, CS, U, V. As séries temporais das anomalias foram filtradas na banda intra-sazonal entre 30 e 96 dias, que correspondem às respectivas freqüências de corte do PSA na referida escala temporal de interesse ( ), e aos números de onda entre -6 e -14. Foi feita, em adição, uma filtragem de um padrão de onda com comprimento espacial maior que o anterior para as mesmas freqüências, sendo os números de onda compreendidos entre -10 e -1, denominado PSA longo. A banda escolhida para análise está de acordo com a região espectral espaço-tempo onde o PSA pode ocorrer. Esta região do espectro corresponde às ondas do tipo Rossby. Por considerar o número de onda e a freqüência, este tipo de filtragem possui a vantagem de poder filtrar e analisar outras oscilações, ou seja, outros modos de variabilidade dos sistemas atmosféricos. Após filtrar os padrões atmosféricos PSA e PSA longo, correlacionou-se a série temporal dos mesmos com a série temporal de anomalias de TSM. Assim pode-se analisar como o oceano responde a oscilação intra-sazonal de dias. Para poder realizar essa correlação utilizou-se uma medida euleriana denominada aqui de índice, que corresponde a um determinado ponto de grade (latitude/longitude) e de onde é retirada a série temporal da anomalia de TSM a ser correlacionada. Esse índice será o ponto de referencia para analisar a propagação dos PSA e PSA longo. Determinado a amostragem da série temporal de anomalias de TSM para a correlação defasada, a mesma foi defasada em 25% do comprimento total da série, ou seja, 12,5% antes da passagem dos PSA e PSA longo, e 12,5% após a passagem da onda. Um total de 67 tempos foi correlacionado. Apesar de serem calculadas as correlações de 33 tempos antes e 33 tempos depois da passagem da onda no ponto de referencia, será apresentado nos resultados somente o lag temporal de -10 e + 10 tempos (semanas). 14

28 3. RESULTADOS E DISCUSSÃO 3.1. ANOMALIA MÉDIA PARA OS MESES DE JANEIRO E JULHO A anomalia média para os 26 anos de dados das variáveis de radiação de onda longa em superfície (ROLS), radiação de onda curta (ROC), fluxo de calor latente (CL), fluxo de calor sensível (CS), componente zonal e meridional do vento (U e V) e de temperatura de superfície do mar (TSM) estão apresentadas neste tópico. A distribuição espacial das anomalias de ROLS, ROC, CL, CS, U, V e TSM para o Hemisfério Sul está apresentada nas Figuras de 1 a 7, respectivamente. Foi utilizada a anomalia média dos meses de janeiro e julho, a fim de se caracterizar o comportamento das variáveis para as estações de inverno e verão. As Figuras 1a e 1b representam as anomalias de verão e inverno da variável de ROLS respectivamente. Os valores das anomalias encontradas para janeiro dos 26 anos estão entre - 25 e 35 W m -2. As anomalias positivas de ROLS estão situadas acima de 20 o S para os três oceanos e também na costa oeste e leste do sul da América do Sul. A anomalia positiva máxima é observada na costa oeste do sul da Índia e de Miamar. O Hemisfério Sul é caracterizado por uma ampla região, que compreende os três oceanos, por anomalias negativas de ROLS (0 a -20W/m -2 ). A anomalia de julho para os 26 anos (Figura 1b) oscila entre os valores de -30 e 25 W/m -2. As regiões dos Oceanos Pacífico Sul Central e Indico Sul (abaixo de 30 o S) possuem anomalias positivas em torno de 10W/m -2, juntamente com três faixas zonais desde o Atlântico Tropical até o Atlântico Sul. O valor máximo da anomalia positiva, 20W/m -2, aparece na costa da Angola e Namíbia, Moçambique e Madagascar e a costa norte da Austrália. As anomalias negativas estão presentes, de modo geral, ao norte do equador devido ao verão no Hemisfério Sul. As regiões de máxima anomalia negativa durante o verão (Figura 1a) correspondem às regiões de máxima anomalia positiva durante o inverno (Figura 1b). Como descrito em tópico anterior, um dos parâmetros presentes no cálculo estimado de ROLS depende da temperatura de superfície do mar que durante o inverno (verão) apresentase mais (menos) elevada do que a temperatura do ar. Isso se deve ao alto calor específico da água do mar. 15

29 a) b) Figura 1: Anomalias de balanço de radiação de onda longa emergente na superfície (ROLS) correspondente ao período de 1982 a a) para janeiro (verão) e b) para julho (inverno). O intervalo entre as anomalias apresentadas é de 5W/m

30 As Figuras 2a e 2b apresentam os campos de anomalia média para a variável de balanço de radiação de onda curta. Nota-se a distribuição de anomalias em faixas zonal devido à correspondente distribuição latitudinal diferenciada de radiação solar. As anomalias para o verão apresentam valores de ROC entre -120 e 40 W/m -2 (Figura 2a). A região equatorial, entre 15 o N e 15 o S, apresenta baixos valores de anomalias por corresponder à região de maior incidência de radiação solar durante todo o ano. Em direção as médias e altas latitudes, os valores de anomalia de ROC aumentam, com valores entre -40 e 120W/m -2, devido à variabilidade sazonal da incidência de raios solares, que no período do verão são maiores no Hemisfério Sul. Para o inverno (Figura 2b), encontraram-se valores de anomalias de ROC entre -20 e 90 W/m -2. Novamente, os menores valores (entre -20 e 40 W/ m -2 ) de anomalias estão localizados nas baixas latitudes (15 o N-15 o S), e aumentam de acordo com o aumento da latitude, variando de 40 a 90 W/m -2. Curiosamente, o maior valor de anomalia encontrada para o inverno esta situado ao oeste e leste do sul da América do Sul. 17

31 a) b) Figura 2: Anomalias de balanço de radiação de onda curta na superfície (ROC) correspondente ao período de 1982 a 2007 a) para janeiro (verão) e b) para julho (inverno). O intervalo entre as anomalias apresentadas para o verão de 20W/m -2 e 10W/m -2 para o inverno. 18

32 Conhecer o comportamento dos fluxos de calor latente e sensível (CL e CS) é importante, pois os mesmos contribuem para o cálculo de calor à superfície. O intervalo de valores de CL para o verão ocorre entre -60 e 80 W/m -2 (Figura 3a). O máximo de anomalia positiva de CL é observado ao longo da região equatoriana, desde a linha do Equador ate 15 o N, com o máximo intervalo de W/m -2 para as regiões das monções asiáticas e da Zona de Convergência Inter-Tropical. Nas latitudes ao sul do Equador, há pequenas áreas de anomalia negativa máxima, de -40 a -60 W/m -2, localizadas em sua maior parte entre as latitudes 10 o S e 30 o S dos oceanos Indico, Pacifico e Atlântico. Nota-se no Oceano Pacifico Central um dipolo de anomalias negativa e positiva, respectivamente. Esse padrão pode estar relacionado à maior liberação de calor latente no processo de formação de nuvens de convecção profunda. O padrão de anomalia de CL encontrado para o inverno (Figura 3b) apresenta um padrão contrário ao de CL para o verão (Figura 3a), onde o máximo de anomalia positiva de CL ocorre dentro do intervalo de 60 a 80 W/m -2. As anomalias positivas de CL para o inverno concentram-se praticamente nos Oceanos Indico e Pacífico Leste e Central. Como no hemisfério norte essas anomalias positivas correspondem a anomalias de verão, o padrão encontrado pode ocorrer devido à liberação de calor latente para formação de convecção profunda típica do Oceano Indico Tropical. Essa relação já foi comprovada em estudos anteriores (Jones et al. 1998) em que um campo de anomalia positiva de calor latente antecede o surgimento de convecção profunda. O processo convectivo é considerado um importante processo de extração de calor da superfície (Lindzen, 1990). As regiões de máxima anomalia negativa de CL localizam-se ao norte na linha do Equador nos Oceanos Pacifico e Atlântico. A anomalia negativa da região do Oceano Atlântico pode estar relacionada com a Zona de Convergência Inter-Tropical, e apresentandose fora de fase com a convecção profunda da região do Indico (anomalia positiva). 19

33 a) b) Figura 3: Anomalias de balanço de fluxo de calor latente (CL) correspondente ao período de 1982 a a) para janeiro (verão) e b) para julho (inverno). O intervalo entre as anomalias apresentadas de 20W/m

34 O comportamento das anomalias do saldo de calor sensível (CS) pode ser observado na Figura 4a e 4b. As anomalias positivas de CS concentram-se na faixa equatoriana e em torno das áreas continentais situadas no HS, com valor correspondente a 20W/m -2. Pequenas regiões isoladas ao sul da latitude 40 o S possuem anomalia negativa de -40W/m -2. De modo geral, há o predomínio de anomalias negativas de -20W/m -2 nos Oceanos Atlântico, Pacifico e Indico. Os valores negativos de CS encontrados nessas regiões indicam que o oceano é mais frio que a atmosfera adjacente. Já o inverno (Figura 4b), é representado por uma extensa região onde prevalecem valores de anomalias positivas de CS da ordem de 20W/m

35 a) b) Figura 4: Anomalias de fluxo de calor sensível (CS) correspondente ao período de 1982 a a) para janeiro (verão) e b) para julho (inverno). O intervalo entre as anomalias apresentadas de 20W/m

36 As Figuras 5a e 5b mostram os padrões de anomalia da componente zonal do vento dos três oceanos para o verão e inverno. A faixa latitudinal localizada acima do equador é caracterizada pela presença de anomalias negativas com máximo em torno de -5m/s na região norte do Oceano Indico (Figura 5a). Abaixo dessa região, está o máximo de anomalia positiva para Oceano Índico Tropical, de até 6m/s. Essa feição pode ocorrer porque a área de estudo inclui parte da região tropical do Hemisfério Norte (ate 15 o N) que corresponde ao inverno. Em 30 o S observa-se uma faixa zonal de anomalia negativa entre -2 e -3m/s, estendida desde o Indico até o Pacífico e numa pequena região do Atlântico Sudoeste. Na Figura 5b, o padrão de anomalias positiva e negativa de U é o inverso do verão, com a mesma distribuição zonal de anomalia. As regiões que para o verão possuem anomalia positiva (negativa) são representadas por anomalia negativa (positiva) no inverno. A região do Oceano Índico Tropical conhecida pela formação da OMJ tem os valores mais altos de anomalia positiva (6-7m/s). 23

37 a) b) Figura 5: Anomalias da componente zonal do vento (U) em 10m de altura correspondente ao período de 1982 a 2007 a) para janeiro (verão) e b) para julho (inverno). O intervalo entre as anomalias apresentadas de 1m/s. 24

38 A distribuição da variabilidade espacial da componente meridional do vento (V) está caracterizada nas Figuras 6a e 6b. As feições para ambos os períodos são semelhantes, apenas com padrões de anomalias contrários entre janeiro e julho. As anomalias positivas de V para janeiro dos 26 anos (Figura 6a) estão concentradas a sudoeste da América do Sul, sul da África e sudoeste e sul da Austrália. Durante o mês de julho (Figura 6b), a região típica do surgimento da OMJ também apresenta anomalia positiva (verão no hemisfério norte). Ainda para o mesmo período nas latitudes ao sul do equador, há o predomínio de anomalia máxima negativa, em torno de -1 e -3 m/s, concordando com o esperado para o inverno austral. O padrão de U (Figura 5a-b) assemelha-se bastante com o padrão de V, onde o máximo de anomalia ocorre na região do nordeste africano e sudoeste asiático, que corresponde a região de convecção profunda. 25

39 a) b) Figura 6: Anomalias da componente meridional do vento (V) em 10m de altura correspondente ao período de 1982 a a) para janeiro (verão) e b) para julho (inverno). O intervalo entre as anomalias apresentadas de 1m/s. 26

40 A distribuição espacial da TSM está representada na Figura 7a e 7b. Nota-se que para o período de verão (Figura7a), as anomalias negativas concentram-se ao norte do equador, que se apresenta em período de inverno, e podem alcançar valores em torno de -3ºC. De acordo com as anomalias de vento orientadas na direção nordeste-sudoeste na região tropical norte, há o resfriamento da TSM que pode ser ocasionado pelo transporte superficial de águas mais frias do hemisfério norte para a região do equador. Observa-se ainda que as maiores anomalias positivas de TSM, em torno de 6ºC, encontram-se na costa sudeste da AS (Figura 7a). Considerando a direção dos ventos de nordeste-sudoeste, pode-se inferir que os mesmos advectam águas mais quentes, possivelmente da Corrente do Brasil, para uma região de maior latitude. É conhecido que durante o verão a Corrente do Brasil tende a estender-se mais ao sul de sua posição comum, mais ao norte de 30ºS. No período de inverno (Figura 7b), as anomalias parecem apresentar o padrão inverso em relação ao verão, assim como as anomalias das componentes do vento. A faixa zonal que se estende por toda a região equatorial norte (5ºS a 10ºN) possui agora anomalias positivas de TSM, já que o hemisfério norte presencia a estação de inverno. Observa-se novamente que os vetores do vento, agora com a inversão da direção sudoeste-nordeste, são mais intensos nas regiões de maior anomalia positiva, e, portanto, podem advectar águas mais quente do equador para as latitudes ao norte deste. Ainda, na mesma região em que ocorrem as maiores anomalias positivas de TSM durante o verão (Figura 7a) têm-se para o inverno (Figura 7b) as maiores anomalias negativas, em torno de -6ºC. Devido ao aquecimento diferenciado da radiação solar, que no inverno austral é menos intensa, as anomalias negativas de TSM prevalecem em quase todos os oceanos (-1 a -3ºC). 27

41 a) b) Figura 7: Anomalias da temperatura de superfície (TSM) do mar correspondentes ao período de 1982 a a) para janeiro (verão) e b) para julho (inverno). O intervalo entre as anomalias apresentadas é de 1 C. 28

42 3.2 CARACTERÍSTICAS DOS PADRÕES TEMPORAIS DAS VARIÁVEIS ATMOSFÉRICAS E DA TSM NA ESCALA TEMPORAL INTRA- SAZONAL Esta seção apresenta as características espacial e temporal das variáveis atmosféricas e oceânica na escala intra-sazonal através do padrão atmosférico Pacific South American (PSA). Foram feitas análises para toda a série temporal de cada variável atmosférica, com início na primeira semana de janeiro de 1982 até a última semana de dezembro de Dividiram-se as séries temporais em cinco partes de 270 tempos (semanas) cada, sendo a última com 272 tempos. Também se fez outros testes variando o intervalo de amostragem das séries temporais, para maiores e menores intervalos. Inclusive realizou-se a defasagem (lag) no tempo com a série temporal completa. Após analisar as cinco partes da série temporal separadamente, notou-se que não há diferenças nítidas nos padrões temporal e espacial encontrados, independente se o período analisado provinha do início, meio ou final da série de anomalias filtradas. Portanto, optou-se para apresentar nesse estudo a amostragem que compreende os primeiros tempos de cada série temporal das anomalias filtradas, ou seja, os 270 primeiros tempos da série temporal. Utilizaram-se as 270 semanas para a defasagem no tempo, que correspondem aos cinco primeiros anos ( ) da série temporal total. O eixo y dos diagramas Hovmöller representa a defasagem do tempo em semanas: 10 semanas antes e 10 semanas depois da passagem da onda intra-sazonal PSA e PSA longo. O domínio diagnóstico escolhido para analisar a propagação dos trens de onda do PSA e PSA longo está compreendido entre as latitudes de 10 S e 50 S, para todas as longitudes do globo. É apresentada a propagação da onda para todo o Hemisfério Sul em diagramas Hovmöller, ou seja, em que a inclinação dos eixos das elipses presentes no diagrama Hovmöller indica a velocidade de grupo estimada do pacote de onda. O método utilizado nesta seção do trabalho busca reter apenas a onda de interesse (do tipo Rossby), sem a interferência de outros padrões presentes nas anomalias de TSM. As filtragens foram divididas em PSA, PSA longo e também nos PSA quase longo e ultra longo. Os dois últimos não abordados neste trabalho. As filtragens utilizaram as anomalias de variáveis atmosféricas, pois trata-se de um padrão atmosférico. Também foram feitas outras filtragens com as mesmas frequências e diferentes números de ondas (Kelvin, Rossbygravidade), mas as mesmas não estão apresentadas neste trabalho. Essa filtragem fornece o 29

43 padrão apresentado pelas anomalias das variáveis na escala intra-sazonal do PSA e PSA longo. Com os padrões PSA e PSA longo obtidos, os mesmos foram correlacionados com a TSM. Assim, pode-se observar as características apresentadas da relação entre a atmosfera e o oceano na banda temporal de dias. Esse trabalho visa apenas realizar uma análise observacional qualitativa, sendo possível também quantificar a variabilidade intra-sazonal das anomalias através da técnica de escalonamento, em que se multiplicam os coeficientes espectrais das ondas por valores característicos das variáveis para a região de estudo. 30

44 As Figuras 8a e 8b apresentam a propagação do PSA e do PSA longo, respectivamente. Os diagramas Hovmöller mostram a propagação do PSA e PSA longo no tempo ao longo de todas as longitudes do globo. O PSA filtrado na variável de radiação de onda longa em superfície é correlacionado com a série temporal da TSM referente à longitude de 140 W e latitude de 54 S (índice). A distância entre o centro de uma elipse e de outra fornece uma estimativa da velocidade de grupo da onda. A velocidade de grupo da onda propaga a energia da mesma. Já a velocidade de fase pode ser analisada através da distância entre as pontas do maior eixo de uma elipse. Pode-se notar que a propagação de energia do PSA é para oeste (Figura 8a). Como o PSA foi filtrado dentro do intervalo de número de onda que compreende as ondas do tipo Rossby, a direção da propagação da energia está coerente com a direção da propagação de energia das ondas de Rossby. Os valores negativos (positivos) das isolinha significam correlação negativa (positiva) entre o PSA filtrado em ROLS e a TSM. Observa-se que na região e intervalo de tempo onde a energia é maior também são maiores os valores de correlação. As correlações negativas significam que, quando existem anomalias positivas de ROLS, ocorrem as anomalias negativas de TSM. Em testes anteriores, notou-se que a TSM demora uma semana para responder às anomalias de variáveis atmosféricas aqui estudadas. Ainda em relação à propagação do PSA (Figura 8a), pode-se observar que a velocidade de sua fase é maior do que a velocidade de fase para o PSA longo (Figura 8b) (maior distância entre as pontas do maior eixo das elipses). A energia do PSA longo (Figura 8b) também se propaga para oeste e é evidente que a sua velocidade de grupo é mais lenta do que a do PSA. Pode-se observar essa diferença na velocidade através da inclinação das isolinhas presentes nos diagramas Hovmöller, em que a inclinação dos eixos das elipses é proporcional à velocidade de grupo da onda. Ambas as ondas, PSA e PSA longo, parecem contribuir para a variabilidade intra-sazonal da TSM, principalmente na região compreendida pelo Oceano Pacifico Oeste. 31

45 a) b) Figura 8: Diagrama Hovmöller dos PSA (8a) e PSA longo (8b) filtrados na variável ROLS, para o índice de 54 S e 140 W a) do PSA + anomalias de TSM e b) PSA longo + anomalias de TSM para o período de 1982 a Os valores das isolinhas representam os valores de correlações positiva e negativa entre as anomalias de TSM e os padrões PSA (8a) e PSA longo (8b). 32

46 As Figuras 9a e 9b apresentam a anomalia de TSM associada com o padrão PSA e PSA longo filtrados na banda intra-sazonal da variável de radiação de onda curta. Na Figura 9a, nota-se que o trem de onda PSA propaga-se na direção oeste e parece existir a presença do PSA e PSA longo. Observa-se a diferença brusca da velocidade de fase dividida por uma linha diagonal orientada na direção noroeste-sudeste. Devido à filtragem do PSA longo utilizar um intervalo de número de onda entre -10 e -1 há a sobreposição com o intervalo de número de onda do PSA (-16 e -4), o que pode ocasionar a presença de ambos os padrões no diagrama Hovmöller (Figura 9a). Para o PSA longo (Figura 9b), a propagação ocorre na mesma direção (oeste), mas é mais lenta, pois o comprimento de onda é maior. Após a passagem do PSA longo pelo ponto de referência (140W, 54S), o valor da correlação entre o PSA longo e a TSM começa a diminuir. A variabilidade intra-sazonal da variável ROC parece afetar mais a TSM semanas antes da passagem da onda no ponto de referência. Em relação às correlações da TSM com o PSA e PSA longo de ROLS (Figura 8a e 8b), nota-se que a TSM é mais afetada pelo PSA e PSA longo da ROC. A TSM sofre ação direta da radiação de onda curta, embora apresente uma defasagem na resposta à influência da ROC. Giese e Carton (1994), com resultados de simulações numéricas, comprovaram que o aquecimento solar (ROC) é um fator importante na determinação dos valores de TSM, principalmente ao sul de 5 S e a norte de 10 N. Já a ROLS oscila de acordo com a TSM uma vez que a quantidade de radiação de onda longa emergente em superfície depende dos valores de TSM. 33

47 a) b) Figura 9: Diagrama Hovmöller dos PSA (9a) e PSA longo (9b) filtrados na variável ROC, para o índice de 54 S e 140 W a) do PSA + anomalias de TSM e b) PSA longo + anomalias de TSM para o período de 1982 a Os valores das isolinhas representam os valores de correlações positiva e negativa entre as anomalias de TSM e os padrões PSA (9a) e PSA longo (9b). 34

48 As Figuras 10a e 10b apresentam a anomalia de TSM associada com o padrão PSA e PSA longo, filtrados na banda intra-sazonal da variável CL, respectivamente. Novamente, é perceptível que a propagação do PSA (Figura 10a) é mais rápida do que o PSA longo da mesma variável (Figura 10b). É interessante observar que os centros de correlações negativa e positiva mais elevadas apresentam-se próximos do ponto de referência, ou seja, tem maior influência na oscilação intra-sazonal da TSM poucas semanas antes e depois da passagem de ambas as ondas (PSA e PSA longo). A velocidade de fase também é maior para o PSA do que o PSA longo. 35

49 a) b) Figura 10: Diagrama Hovmöller dos PSA (10a) e PSA longo (10b) filtrados na variável CL, para o índice de 54 S e 140 W a) do PSA + anomalias de TSM e b) PSA longo + anomalias de TSM para o período de 1982 a Os valores das isolinhas representam os valores de correlações positiva e negativa entre as anomalias de TSM e os padrões PSA (10a) e PSA longo (10b). 36

50 Nas Figura 11a e 11b, observa-se as anomalias de TSM associada com o padrão PSA e PSA longo filtrados na banda intra-sazonal da variável de fluxo de calor sensível. A propagação dos PSA e PSA longo filtrados com as variáveis CL (Figuras 10a e 10b) e CS (Figuras 11a e 11b) é semelhante, embora a propagação do PSA filtrado na variável CL seja mais rápida e mantenha valores de correlação positiva e negativa elevado com a TSM semanas antes e após a passagem da onda do ponto de interesse. As correlações apresentadas pelo PSA longo do CL (Figura 10b) e CS (Figura 11b) e a TSM são muito semelhantes tanto em valores e sinais de correlação quanto na extensão da região abrangida pela propagação de energia da onda. Aparentemente, ambos os fluxo de calor latente e sensível podem influenciar a variabilidade intra-sazonal da TSM com a mesma intensidade. 37

51 a) b) Figura 11: Diagrama Hovmöller dos PSA (11a) e PSA longo (11b) filtrados na variável CS, para o índice de 54 S e 140 W a) do PSA + anomalias de TSM e b) PSA longo + anomalias de TSM para o período de 1982 a Os valores das isolinhas representam os valores de correlações positiva e negativa entre as anomalias de TSM e os padrões PSA (11a) e PSA longo (11b). 38

52 A anomalia de TSM associada com os padrões PSA e PSA longo filtrados na banda intra-sazonal da variável da componente zonal do vento está representada nos diagramas Hovmöller, Figuras 12a e 12b. O PSA do U (Figura 12a) também apresenta propagação da velocidade de grupo na direção oeste. A anomalia intra-sazonal de U apresenta os maiores valores de correlações positiva e negativa com as anomalias de TSM nas semanas posteriores à passagem da onda pelo ponto de referencia. O PSA filtrado pela variável U parece influenciar a variabilidade intra-sazonal da TSM próxima à costa oeste da América do Sul. Do mesmo modo que o PSA de U (Figura 12a), o PSA longo de U (Figura 12b) assemelha-se ao anterior por apresentar os melhores valores de correlações nas semanas seguintes à passagem da onda longa (PSA longo de U) pelo ponto de referência. Tanto a componente longa como a curta do PSA filtrado na anomalia de U demonstram que sua influência na escala intra-sazonal é maior nas anomalias de TSM do Oceano Pacífico Oeste. 39

53 a) b) Figura 12: Diagrama Hovmöller dos PSA (12a) e PSA longo (12b) filtrados na variável U, para o índice de 54 S e 140 W a) do PSA + anomalias de TSM e b) PSA longo + anomalias de TSM para o período de 1982 a Os valores das isolinhas representam os valores de correlações positiva e negativa entre as anomalias de TSM e os padrões PSA (12a) e PSA longo (12b). 40

54 Os diagramas Hovmöller, Figuras 13a e 13b, mostram os padrões PSA e PSA longo filtrados na banda intra-sazonal da variável componente meridional do vento correlacionada com as anomalias de TSM. As anomalias de TSM apresentam as melhores correlações positiva e negativa entre as semanas -4 a -1 que antecedem a passagem do PSA de V (Figura 13a) e duas semanas após a passagem do mesmo. Já o PSA longo de V (Figura 13b) tem maiores valores de correlação com as anomalias de TSM duas semanas antes da passagem dessa onda e mantém as correlações em seus máximos por até sete semanas após a passagem da onda pelo ponto de referência. É possível observar a presença dos padrões PSA e PSA longo intra-sazonal em todas as variáveis atmosféricas utilizadas para filtrá-los. Pode-se dizer que a passagem dessa onda provoca variabilidade na escala de tempo intra-sazonal em todas as variáveis deste estudo, mesmo que a TSM tenha apresentado baixa correlação com os PSA e PSA longo. Isso pode ter ocorrido porque utilizou-se uma análise linear para o estudo da interação oceano-atmosfera com o padrão PSA na escala intra-sazonal. Embora exista uma componente linear no sistema climático, esta não é a componente dominante e por isso as correlações entre ambos os padrões PSA e PSA longo e a TSM apresentaram-se baixas. Para todos os diagramas Hovmöller (Figuras 8-13 a e b), observa-se que o PSA tem maior velocidade de grupo do que o PSA longo, independente da variável atmosférica utilizada para filtrá-los. O PSA e PSA longo de radiação de onda curta (Figuras 9a e 9b) e radiação de onda longa em superfície (Figura 10a e 10b) possuem os maiores valores de correlação ao longo do tempo, respectivamente. Os valores de correlação elevados, em comparação com os outros PSA, permanecem antes e depois da passagem do PSA no ponto de referência, destacando-se em todas as figuras. O modo PSA longo de U (Figura 12b) é aparentemente o mais lento de todos os PSA longos. É notável a inclinação quase horizontal (leste-oeste) das elipses da onda PSA longo de U (Figura 12b). Devido à escolha de uma latitude alta (54 S) para a medida euleriana, pode ter influenciado os padrões PSA de todas as variáveis atmosféricas com a presença de ondas longas (PSA longo), pois nas altas latitudes há a presença de ondas mais longas (Hoskins e Ambrizzi, 1993). 41

55 a) b) Figura 13: Diagrama Hovmöller dos PSA (13a) e PSA longo (13b) filtrados na variável V, para o índice de 54 S e 140 W a) do PSA + anomalias de TSM e b) PSA longo + anomalias de TSM para o período de 1982 a Os valores das isolinhas representam os valores de correlações positiva e negativa entre as anomalias de TSM e os padrões PSA (13a) e PSA longo (13b). 42

56 3.3 CARACTERÍSTICAS DOS PADRÕES ESPACIAIS DAS VARIÁVEIS ATMOSFÉRICAS E DA TSM NA ESCALA TEMPORAL INTRA- SAZONAL Nesta seção serão descritas as características dos padrões espaciais das anomalias das variáveis atmosféricas e da TSM, na escala temporal do intra-sazonal. Na seção anterior foram apresentadas as características temporais das propagações das ondas PSA e PSA longo intra-sazonais. Mesmo com diferenças perceptíveis entre os diagramas Hovmöller da seção anterior, optou-se por uma análise de feições espaciais das anomalias numa região diferente do oceano, para tentar obter um padrão PSA (e PSA longo) mais claro. Portanto decidiu-se realizar novas correlações alterando a latitude escolhida para compor o ponto de referência para passagem da onda. Na seção anterior filtrou-se o PSA e o PSA longo em cada série de anomalias de todas as variáveis atmosféricas, para a mesma freqüência e número de onda definidos na seção 2 deste trabalho para o PSA e PSA longo. Aqui, os dois padrões PSA e PSA longo são determinados filtrando-os apenas na variável de radiação de onda longa emergente no topo da atmosfera (ROL) para depois correlacioná-los com todas as anomalias padronizadas da varáveis deste estudo. As anomalias foram padronizadas dividindo-as pelos seus respectivos desvio padrão. Após a escolha do novo local de observação da passagem da onda (30 S, 140 W), a série temporal deste ponto de grade foi separada do restante da série dos novos PSA e PSA longo filtrados na ROL. Manteve-se a longitude de 140 W pelo fato da mesma estar situada no Oceano Pacífico Central e permitir averiguar o centro de passagem do PSA, já que este se inicia no Oceano Índico e estende-se por todo o Oceano Pacífico. A evolução espacial e temporal do PSA e PSA longo na banda do intra-sazonal é investigada através dos padrões encontrados pelas correlações defasadas entre o PSA e PSA longo (filtrados nas anomalias de ROL) e as anomalias de ROLS, ROC, CL, CS, U, V e TSM. Utilizou-se as defasagens das quatro semanas antes e depois da passagem do PSA e do PSA longo para fornecer uma visão integrada da oscilação intra-sazonal dos fluxos de superfície e da TSM. A seguir são apresentadas as figuras referentes aos PSA (Figuras 14-20) e mais adiante as figuras para os PSA longo (Figuras 21-28). 43

57 Os padrões das correlações defasadas entre o PSA no ponto de referência e as anomalias de ROLS em todos os pontos de grade são apresentados na Figura 14 (-28, -21, - 14, -7, 0, +7, +14, +21). A defasagem no tempo começa em -28 dias (quarta semana anterior ao lag zero) e avança até +28 dias (quarta semana após o lag zero) com intervalos de uma semana (sete dias) para todas as figuras desta seção. As defasagens +28 são analisadas, mas as figuras não são apresentadas neste trabalho. As regiões de valores positivos (negativos) em todas as figuras desta seção significam correlação positiva (negativa) entre o PSA filtrado na ROL e as anomalias com a qual foi correlacionado. Uma região extensa de correlações negativas ao norte da Austrália e na região do Oceano Indico, próximo à Indonésia (lag -28) tem sua área de abrangência ampliada (lag -14) antes de começar a diminuir bruscamente até ser substituída por uma região de correlações positivas (lag 0 a +21). A faixa latitudinal compreendida entre o equador e 40 S no Oceano Pacifico apresenta centros alternados de correlações positivas e negativas que aumentam sua extensão espacial ao longo do tempo (lag -28 a 0). No tempo lag -28, -21, -7, 0, +14 e +21 observa-se a presença do que parece ser um trem de onda arqueado, abaixo da latitude de 40 S em direção as altas latitudes. Também nota-se a alternância de dois iniciais dipolos no Oceano Atlântico Tropical e Sul. Na costa do nordeste brasileiro há uma região de correlação negativa entre o PSA filtrado na ROL e as anomalias de ROLS que diminuem suas áreas de correlações positivas e negativas do lag -28 para o lag -7. A partir da defasagem -14 há o predomínio de correlações positivas no Oceano Atlântico e regiões de correlação negativas estão presentes em maior para menor abrangência no Oceano Atlântico Sul. Nas figuras de lag -21 e -14 observa-se, na área entre 10 S e 40 S, que o PSA parece surgir no norte Oceano Indico e se estender até o Oceano Atlântico, o que pode sugerir a influencia da OMJ no disparo das ondas PSA, já que a banda intra-sazonal aqui analisada compreende o período correspondente a ocorrência da OMJ. As figuras entre os lag -14 e +21 ainda aparentam uma divisão norte-sul dos centros de correlações que representam o PSA, com um braço em direção ao hemisfério norte e outro em direção a latitude de 30S. A partir do lag +7 há a inversão dos centros de correlações negativas e positivas, o que indica a propagação do padrão PSA. 44

58 Figura 14: Padrões espaciais de correlações defasadas entre o padrão atmosférico PSA filtrado na ROL e anomalias normalizadas de ROLS. O intervalo de defasagem é de uma semana. As regiões de cores frias (quentes), entre o verde e o roxo (entre o verde e rosa), significam correlações negativas (positivas). 45

59 O conjunto de figuras correspondentes as correlações entre o PSA filtrado na ROL e a radiação de onda curta (ROC) é apresentado na Figura 15. Com exceção dos lag -28, -21 e +14, embora apresentem abrangente área de correlações positiva e negativa, o padrão PSA não está marcadamente claro com nos outros lag desta figura. Nota-se perfeitamente o padrão PSA ao longo de todo o Oceano Pacifico. O Oceano Indico é, em sua maioria, dominado por correlações positivas entre o PSA e a ROC. Observa-se que desde o norte da Austrália até sua costa sudoeste e na região da Indonésia existe uma crescente área de correlação negativa, estando a leste dos pequenos centros de correlações positivas espalhados pelo Oceano Indico. O Oceano Atlântico apresenta um padrão de regiões de correlações positivas e negativas semelhante aos padrões encontrados para os mapas de correlações do PSA filtrado na ROL e correlacionado com as anomalias de ROLS (Figura 14). A faixa orientada no sentido noroeste-sudeste e representada por correlações positivas na região da ZCAS (lag +21) apresenta padrão de correlação contrario para a mesma região do lag +21 da Figura 14 (correlação negativa), e onde esta a área de correlações mais destacada para a costa sudeste da América do Sul, em ambos os lag. Para o lag +21 e +28 da Figura 15, o arco formado com as regiões alternantes entre correlações positiva e negativa parece estar mais ao sul do que os trens de onda nos lag anteriores (Figura 15, lag -14, -7, 0, +7). Percebe-se novamente a presença de um dipolo ao sul do marcado trem de onda no Oceano Pacífico Central. Talvez a presença desses dipolos em altas latitudes possa estar relacionada com o PSA longo e interfira na posição do PSA de latitudes médias, já que ambos coexistem. 46

60 Figura 15: Padrões espaciais de correlações defasadas entre o padrão atmosférico PSA filtrado na ROL e anomalias normalizadas de ROC. O intervalo de defasagem é de uma semana. As regiões de cores frias (quentes), entre o verde e o roxo (entre o verde e rosa), significam correlações negativas (positivas). 47

61 A Figura 16 apresenta as características de propagação do padrão PSA filtrado na variável ROL e correlacionado com as anomalias de fluxo de calor latente. No lag -28 começam a se formar o dipolo de correlação positiva e negativa predominante em todos os tempos da defasagem. Ao longo da defasagem, do lag -28 até o lag 0, observa-se a intensificação do dipolo no Oceano Pacifico Central. Do lag +7 até o +28 se notam a propagação do PSA com a oposição dos centros de correlação negativo e positivo, agora positivo e negativo, respectivamente. Assim como ocorre a troca dos pólos de correlação positiva e negativa, também há a alteração nos sinais de correlação da região ao redor da Austrália e região da Indonésia. Juntamente com a propagação do dipolo, e o surgimento de uma nova região de correlação positiva como no início da defasagem (lag -28), há simultaneamente a alternância para uma extensa região nos Oceanos Indico Leste e Pacifico Oeste para campos de anomalias positivas. Mesmo após a passagem da onda (PSA) pelo ponto de referencia, esta ainda provoca anomalias na sua retaguarda. Ainda em relação à propagação evidente do dipolo do Oceano Pacifico Central em direção à costa da América do Sul, destaca-se o dipolo que se forma ao sul do continente africano. A sudoeste deste dipolo tem-se uma região relativamente extensa de correlações negativas e ã sudeste, em menor extensão espacial, há a região de correlação positiva entre o PSA e as anomalias de CL. Essas duas regiões também são alteradas quando o dipolo de maior correlação do Pacifico é deslocado em direção a América do Sul. Nas altas latitudes dos mapas de correlação entre o PSA e as anomalias de fluxo de CL, o que pode ser a interferência do padrão PSA longo filtrado na ROL aparece novamente. Antes da formação dos dois centros de maiores correlações (lag -28), as regiões da costa do nordeste brasileiro e do leste da Patagônia apresentam correlações positivas entre o PSA e o CL. Com a expansão e intensificação do dipolo do Oceano Pacifico Central, as áreas de correlação positiva diminuem (lag -28 e -21) e surgem, no Oceano Atlântico Sul, uma área extensa de correlação negativa (lag -21 e -14) que parece se propagar em direção ao equador (lag -28 a 0). No lag +28 parece haver dois trens de onda, ambos estendidos desde o Oceano Indico até o Oceano Pacífico, um acima de 40 S e outro abaixo, possivelmente represente o PSA e o PSA longo. 48

62 Figura 16: Padrões espaciais de correlações defasadas entre o padrão atmosférico PSA filtrado na ROL e anomalias normalizadas de CL. O intervalo de defasagem é de uma semana. As regiões de cores frias (quentes), entre o verde e o roxo (entre o verde e rosa), significam correlações negativas (positivas). 49

63 Os mapas de correlações defasadas entre o PSA filtrado na ROL e as anomalias de fluxo de calor sensível (Figura 17) são muito semelhantes aos campos correlacionados com as anomalias de fluxo de CL (Figura 16). O suposto PSA longo ao sul da latitude de 40S esta presente em todos os mapas defasados, com exceção do lag +14. Inclusive nos lag 0 e +21 os centros de correlações negativas e positivas, em fase, respectivamente, parecem se unir com os centros de correlações de sinais iguais, localizados imediatamente abaixo dos mesmos. Os padrões espaciais defasados encontrados para o Oceano Atlântico estão em fase com os padrões encontrados para o fluxo de CL (Figura 16). Ambos os fluxos de calor latente e sensível parecem sofrer a mesma oscilação intra-sazonal na banda em que o PSA foi filtrado, além das oscilações destas anomalias estarem em fase. 50

64 Figura 17: Padrões espaciais de correlações defasadas entre o padrão atmosférico PSA filtrado na ROL e anomalias normalizadas de CS. O intervalo de defasagem é de uma semana. As regiões de cores frias (quentes), entre o verde e o roxo (entre o verde e rosa), significam correlações negativas (positivas). 51

65 As anomalias da componente zonal do vento (U) apresentam uma área abrangente de correlação positiva com o PSA da ROL que se intensifica no sul do Oceano Pacifico Leste e da América do Sul (lag -28 e -21) e se propaguem direção ao Oceano Atlântico Sul (Figura18). Parece que o trem de ondas PSA é emanado do Oceano Indico em direção à costa sul da Austrália por onde se propaga para latitudes mais altas. As regiões menores de correlações positiva e negativa, entre a linha do equador e a latitude de 40S, também apresentam um padrão de onda PSA. O lag -28 mostra os pequenos núcleos começando a surgir e, nos lag seguintes (-21 a 0), detecta-se o aumento da intensidade da correlação negativa, embora haja um monopolo de correlação positiva entre o PSA e as anomalias de U. Após o lag 0 nota-se a propagação dos centros de correlações positiva e negativa em direção a costa oeste da América do Sul. Com a passagem do pólo de correlações positivas ao sul da América do Sul (lag -7), surge uma região de correlação negativa na costa sudeste da América do Sul, que se intensifica (lag 0 e +7) ate inverter o padrão presente de correlações. Com quatro semanas após o PSA passar pelo ponto de referencia, a região de correlações positivas que surge no lag +21 cresce e se intensifica. Diferentemente das anomalias da componente meridional do vento (V) apresentadas na seção 3.1, a região equatoriana e o norte do Oceano Indico não apresentam uma área de correlação positiva e negativa extensa para os mapas de correlação defasados entre V e o PSA filtrado na ROL (Figura 19). O lag -28 sugere a possibilidade de dois trens de onda se propagando do Oceano Indico, ambos em direção a costa oeste da América do Sul, mas um em torno da latitude de 30 S e o outro para altitudes mais altas. Em torno da linha do equador já se percebe a existência do tripolo que apresentara ao longo da defasagem as correlações negativa e positiva com os maiores valores (lag -28). Pode-se observar desde o Oceano Atlântico Leste um dipolo de correlações negativa e positiva respectivamente (lag-21). Esse dipolo parece se propagar em direção ao equador, na região do Oceano Indico (lag -14 a +28). Isso pode ocorrer por causa da sobreposição dos números de onda entre o PSA e o PSA longo. Depois de atingir sua máxima extensão espacial e intensidade (lag -7 e 0), as regiões de correlações positivas e negativas entre o padrão intra-sazonal PSA e as anomalias de V, propagam-se até a alternância de fase (lag +7 a +28) do padrão. É interessante notar que na região do Oceano Atlântico as áreas de correlação situam-se ao longo da costa leste da 52

66 América do Sul, mas essas áreas de valores positivos são margeadas a sua direita por uma, inicialmente, extensa região de correlação negativa entre o PSA filtrado na ROL e o V. No campo de defasagem correspondente ao lag +7, começa a surgir e se ampliar áreas de correlação negativa até prevalecerem por todo o Atlântico Oeste (lag +21 e +28), quando fica evidente o posicionamento de uma área alongada na direção noroeste-sudeste, onde ocorre a ZCAS. Provavelmente a passagem de um padrão PSA na escala intra-sazonal pode afetar também o sistema atmosférico ZCAS. Os campos representados pelos lag +21 e +28 indicam que pode haver a influência de uma onda extratropical, PSA longo, propagando-se em direção ao equador a partir de 60 S no Oceano Pacifico Central. 53

67 Figura 18: Padrões espaciais de correlações defasadas entre o padrão atmosférico PSA filtrado na ROL e anomalias normalizadas de U. O intervalo de defasagem é de uma semana. As regiões de cores frias (quentes), entre o verde e o roxo (entre o verde e rosa), significam correlações negativas (positivas). 54

68 Os campos espaciais de correlação defasada entre o PSA filtrado e as anomalias de TSM são mostrados na Figura 20. Embora os lag apresentem pouca correlação tanto positiva quanto negativa, ainda pode-se notar um padrão na relação do PSA com a TSM. A região do Oceano Indico é em sua maioria, acima da latitude de 40 S, dominada por correlações negativas e ao sul dessas, abaixo de 40 S, há uma região pequena de correlação positiva (lag - 28 ao -7). No Oceano Pacífico há muitas regiões de pequena extensão espacial de correlações negativas ao norte da positivas. A TSM do Oceano Atlântico possui predominância de correlações positivas, na costa nordeste do Brasil (lag -28 e -21). Nos próximos campos defasados, lag -14 ao +28, o padrão de correlação positiva é substituído, mais ao sul e leste, por regiões de correlação negativa. Após o lag 0, os padrões de correlação encontrados entre as TSMs do três oceanos analisados apresenta padrão espacial de correlação oposto aos dos lag anteriores ao lag 0. 55

69 Figura 19: Padrões espaciais de correlações defasadas entre o padrão atmosférico PSA filtrado na ROL e anomalias normalizadas de V. O intervalo de defasagem é de uma semana. As regiões de cores frias (quentes), entre o verde e o roxo (entre o verde e rosa), significam correlações negativas (positivas). 56

70 A evolução espacial e temporal do PSA longo na banda do intra-sazonal através dos padrões encontrados pelas correlações defasadas entre o PSA longo e as anomalias de ROLS, ROC, CL, CS, U, V e TSM é apresentada pelas Figuras 21 a 27, respectivamente. As mesmas investigam a oscilação intra-sazonal ocasionada nas anomalias das variáveis deste estudo pela passagem do padrão PSA longo filtrado na variável ROL. Os padrões das correlações defasadas entre o PSA longo no ponto de referência e as anomalias de ROLS em todos os pontos de grade são apresentados na Figura 21 (lag -28, -21, -14, -7, 0, +7, +14, +21). As regiões de valores positivos (negativos) para as Figuras 21 a 27 significam correlação positiva (negativa) entre o PSA filtrado na ROL e as anomalias com a qual foi correlacionado. O primeiro campo apresentado corresponde a quarta semana anterior (-28) a passagem do PSA longo no ponto de referencia. Era esperado que o PSA longo fosse evidente nos campos aqui presentes devido ao intervalo de numero de onda escolhido, que permite capturar as ondas longas que alcançam os extra-trópicos. No lag -28 o padrão espacial dos campos de correlação entre o PSA longo filtrado na ROL e as anomalias de ROLS suas regiões de correlações negativa e positiva mais extensas abaixo de 30S. Diferentemente do campo de correlação do PSA com ROLS (Figura 14), o PSA longo causa anomalias positivas de ROLS nos Oceano Indico e Pacifico Oeste, apresentando fase oposta no lag -7. No Oceano Atlântico as áreas de correlações negativas (lag -21 a 0) mudam de fase duas semanas após a passagem do PSA longo pelo ponto de referencia. O PSA longo não parece causar grande influencia na região da ZCAS como o PSA, talvez por ser uma que emana dos trópicos com projeção para as altas latitudes. No momento da passagem da onda pelo ponto de referencia há uma abrangente área de correlação negativa presente ao norte da Austrália, região de ocorrência da OMJ, e um aparente trem de onda abaixo de 40ºS, desde 120ºE até o centro do Oceano Atlântico Sul. Com exceção do lag +7, o PSA longo parece ter maior influencia nas anomalias de ROLS do Oceano Atlântico do que o PSA. Isso pode ocorrer devido a latitude critica (Hoskins e Ambrizzi, 1993) alcançada pelo PSA longo que o projeta de volta em direção ao equador, se propagando através do Oceano Atlântico. 57

71 Figura 20: Padrões espaciais de correlações defasadas entre o padrão atmosférico PSA filtrado na ROL e anomalias normalizadas de TSM. O intervalo de defasagem é de uma semana. As regiões de cores frias (quentes), entre o verde e o roxo (entre o verde e rosa), significam correlações negativas (positivas). 58

72 Figura 21: Padrões espaciais de correlações defasadas entre o padrão atmosférico PSA longo filtrado na ROL e anomalias normalizadas de ROLS. O intervalo de defasagem é de uma semana. As regiões de cores frias (quentes), entre o verde e o roxo (entre o verde e rosa), significam correlações negativas (positivas). 59

73 O PSA ocasiona maior variabilidade intra-sazonal nas anomalias de ROC (Figura 15) do que o PSA longo (Figura 22). Como pode-se observar nos campos de correlação defasados entre o PSA longo filtrado na ROL e a variável ROC (lag -28 a +21), não há um padrão de propagação evidente. É conhecida a variabilidade sazonal de ROC, e como a variação nos valores de ROC em superfície depende da cobertura de nuvens (e albedo), é plausível que o PSA não afete as anomalias de ROC. Pode haver exceções às regiões em que é comum a ocorrência de convecção profunda, como comprovado pelo trabalho de Jones et al. (1998). Eles estudaram a variabilidade intra-sazonal de fluxo de calor latente, radiação de onda longa emergente no topo da atmosfera, radiação de onda curta em superfície e a TSM devido à OMJ e concluiu-se que a presença de convecção profunda numa região afeta o balanço de radiação de onda curta em superfície. As regiões mais amplas de correlação negativa e positiva entre o PSA longo e a ROC estão situadas acima da latitude de 40S nos Oceanos Indico e Pacifico Oeste (regiões de possível convecção profunda). 60

74 Figura 22: Padrões espaciais de correlações defasadas entre o padrão atmosférico PSA longo filtrado na ROL e anomalias normalizadas de ROC. O intervalo de defasagem é de uma semana. As regiões de cores frias (quentes), entre o verde e o roxo (entre o verde e rosa), significam correlações negativas (positivas). 61

75 O padrão espacial das áreas de correlação positiva e negativa entre o PSA longo em ROL e as anomalias de fluxo de calor latente está apresentado na Figura 23. O dipolo mais marcado no Oceano Pacífico Central presente nos campos de correlação do PSA com o CL (Figura 16) aparece na mesma região para o PSA longo correlacionado com a ROC (Figura 23, lag -28 e -21). Em todos os campos defasados da Figura 23 observa-se a presença do PSA longo ao sul da latitude de 40S. Um dipolo de correlação positiva e negativa presente no Oceano Atlântico possuem maior extensão do que o dipolo ocasionado pelo PSA (Figura 16). O dipolo dos campos de correlações entre o PSA longo e o CL ( lag -14, -7, 0, +7) mudam de fase a partir do lag +14, que perdura até o lag +28 (não apresentado). Acima da latitude 40S, não há um padrão de propagação aparente, mas entre os lag -14 e +28 na região do Oceano Indico Oeste e Sul parece ocorrer uma propagação de sul da latitude 40 S. Há uma grande área de correlação positiva entre o PSA longo e o CL localizadas ao sul da América do Sul (lag -7 e 0) que terá sua fase oposta na segunda e terceira semana após a passagem do PSA longo pelo ponto de referência. No momento em que a onda passa pelo ponto de observação, as áreas mais extensas de correlação positiva são alcançadas ao longo de todo o Oceano Indico Oeste e para o nordeste e sul da América do Sul. 62

76 Figura 23: Padrões espaciais de correlações defasadas entre o padrão atmosférico PSA longo filtrado na ROL e anomalias normalizadas de CL. O intervalo de defasagem é de uma semana. As regiões de cores frias (quentes), entre o verde e o roxo (entre o verde e rosa), significam correlações negativas (positivas). 63

77 Os padrões obtidos para a correlação defasada entre o PSA longo filtrado em ROL e as anomalias de calor sensível são representados pela Figura 24. Os padrões espaciais encontrados são muito semelhantes aos encontrados para o PSA longo e o CL (Figura 23). Ambos possuem a mesma fase de onda para o mesmo tempo de defasagem. Lembra-se ainda que os campos de correlação entre o PSA e as anomalias de CL e CS (Figuras 16 e 17) também apresentam-se com a mesma fase de onda. Os centros de correlação positiva e negativa, de orientação sudoeste-nordeste, têm sua propagação possivelmente iniciada no sulsudoeste da America do Sul e emana para o equador formando um arco desde o sul do Oceano Pacifico Leste, passando pelo Estreito de Drake até alcançar o Oceano Atlântico Oeste (lag -14 a +7). De um modo geral a presença do PSA longo na escala intra-sazonal pode afetar uma área abrangente das anomalias de CS no Hemisfério Sul. 64

78 Figura 24: Padrões espaciais de correlações defasadas entre o padrão atmosférico PSA longo filtrado na ROL e anomalias normalizadas de CS. O intervalo de defasagem é de uma semana. As regiões de cores frias (quentes), entre o verde e o roxo (entre o verde e rosa), significam correlações negativas (positivas). 65

79 Os mapas de correlação defasadas entre o PSA longo filtrado na ROL e as anomalias da componente zonal do vento são representados pela Figura 25. A possível influência do PSA longo nas anomalias de U nos campos defasados do PSA (Figura 18) é agora comprovada pelos mesmos padrões encontrados nos campos do PSA longo com a variável U (Figura 25). Apesar de ambos os mapas apresentarem o padrão de teleconexão ao sul da latitude 40S, nota-se que os trens de onda do PSA longo da Figura 18 estão fora de fase com os trens de onda do PSA longo da Figura 25. Observa-se um núcleo de correlação negativa surgindo no sul do Oceano Indico e emanando em direção ao trem de onda ao sul da latitude 50S (lag -21 a +7). Essa característica pode indicar um acoplamento entre o PSA observado na região tropical e o PSA longo. O mesmo ocorre com as feições espaciais obtidas para as correlações defasadas entre o PSA longo e as anomalias da componente meridional do V (Figura 26). Os padrões encontrados anteriormente para as correlações do PSA com as anomalias de V (Figura 19) apresentam distribuição semelhante dos núcleos negativos e positivos da correlação, mas estão fora de fase com o padrão do PSA longo (Figura 26). O trem de onda do PSA longo apresenta um padrão claro de propagação (lag -28 a +28). Para estes campos parece existir uma bifurcação do trem de onda emanado do Oceano Indico, inicialmente entre as latitudes 40S e 60S, um em direção a região do Oceano Pacifico Central, e outro trem de onda em direção ao Oceano Atlântico passando pelo Estreito de Drake, onda ocorre a maior área e valores de correlação negativa e positiva (lag -14 a +28). Observa-se uma periodicidade na alternância da fase de onda de três semanas (lag -21 a +21). A relação das anomalias de TSM com o PSA longo intra-sazonal para o Hemisfério Sul é apresentada na Figura 27. As correlações positiva e negativa encontradas entre o PSA longo e a TSM são limitadas a pequenas regiões esparsas dos três oceanos (lag -28 a +28). Em comparação com o padrão obtido na analise Sul não é expressa por um padrão de propagação marcado. 66

80 Figura 25: Padrões espaciais de correlações defasadas entre o padrão atmosférico PSA longo filtrado na ROL e anomalias normalizadas de U. O intervalo de defasagem é de uma semana. As regiões de cores frias (quentes), entre o verde e o roxo (entre o verde e rosa), significam correlações negativas (positivas). 67

81 Figura 26: Padrões espaciais de correlações defasadas entre o padrão atmosférico PSA longo filtrado na ROL e anomalias normalizadas de V. O intervalo de defasagem é de uma semana. As regiões de cores frias (quentes), entre o verde e o roxo (entre o verde e rosa), significam correlações negativas (positivas). 68

82 Figura 27: Padrões espaciais de correlações defasadas entre o padrão atmosférico PSA longo filtrado na ROL e anomalias normalizadas de TSM. O intervalo de defasagem é de uma semana. As regiões de cores frias (quentes), entre o verde e o roxo (entre o verde e rosa), significam correlações negativas (positivas). 69