Aspectos Climáticos do Nordeste Brasileiro

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1 Capítulo Aspectos Climáticos do Nordeste Brasileiro 4 1. INTRODUÇÃO A história do Nordeste brasileiro (NEB) está intimamente ligada à história da seca. A falta d água necessária à subsistência do homem do campo é uma faceta do problema; uma outra, que também deve ser destacada, não tem propriamente natureza climática, mas econômica e social. Os efeitos da seca se apresentam sob várias formas, seja pelo aumento do desemprego rural, pobreza e fome, seja pela subseqüente migração das áreas afetadas. A adversidade do clima, aliada à anaptidão do homem para superá-la, resultou sempre em trágicas conseqüências para a população atingida, cujos suportes econômicos básicos, a agricultura e a pecuária, são dimensionados invariavelmente para os anos mais chuvosos. Muito se tem estudado sobre os vários aspectos do clima do NEB no sentido de uma melhor compreensão acerca dos fatores determinantes de suas condições anômalas. A meteorologia empreende a várias décadas tentativas de desenvolver métodos científicos capazes de prever o clima da região, seja por métodos estatísticos ou métodos baseados na fenomenologia física. Muitos progressos já tem sido alcançados na compreensão da interação oceano-atmosfera. Entretanto, os mecanismos dinâmicos intervenientes não estão propriamente identificados, devido ao nosso ainda tão limitado conhecimento frente a fenômenos de tão grande complexidade. 2. ASPECTOS DA GRANDE ESCALA DA CIRCULAÇÃO ATMOSFÉRICA RELACIONADOS AO CLIMA DO NORDESTE BRASILEIRO. Era de se esperar que, por sua posição geográfica (1 o 18 o S, 36 o 47 o W), o NEB apresentasse uma distribuição pluviométrica semelhante a de regiões próxima ao Equador; Entretanto, a precipitação média anual sobre a região, a qual se encontra ao leste de uma grande floresta tropical, a Amazônica, é bem menor que a precipitação média equatorial (Moura & Shukla, 1981). A região tem um clima típico das regiões semi-áridas, apresentando em quase toda a sua totalidade baixos índices pluviométricos (menores que 800 mm) e estação chuvosa bem definida, concentrada em poucos meses.

2 2 Essa semi-aridez parece ser determinada, primordialmente, pela circulação geral da atmosfera, ou seja, um fenômeno externo à região. Neste sentido, consideram-se duas circulações de escala planetária responsáveis pelas enormes variações espaciais do clima entre regiões situadas a uma mesma latitude as de sentido leste-oeste (Walker) e norte-sul (Hadley). É um fato amplamente aceito que as circulações tropicais de escala global são, em grande parte, controladas pelos sumidouros e fontes de calor nos trópicos (aquecimento diabático ocasionado principalmente pela liberação de calor latente devido à convecção cúmulus). As regiões que visualmente constituem as fontes de calor latente são as regiões tropicais da Indonésia/Norte da Austrália, da África e Amazônia, que se apresentam, em média, com máxima cobertura de nuvens, especialmente durante o verão do Hemisfério Sul (HS); por outro lado as regiões de sumidouro de calor localizam-se nas regiões tropicais do Atlântico e Pacífico (Krishnamurti et alii, 1973; Newel et alii, 1974; WMO, 1985; Kayano, 1987). Das fontes de calor citadas, a região da Indonésia é, no globo, a de maior atividade convectiva. O ar quente e úmido sobre esta região sofre intenso movimento ascendente desloca-se nos altos níveis para leste, onde se resfria, indo subsidir na região do Pacífico Subtropical Leste, perto da América do Sul. Essa massa de ar seco desloca-se então para a região de origem, desta vez em baixo níveis, esquecendo-se durante o percurso. Este ciclo fechado sobre o Pacífico recebe o nome de Célula de Walker e faz parte da circulação de mesmo nome, que atua na direção leste-oeste sobre a faixa tropical e subtropical do planeta. A Figura 4.1 ilustra esquematicamente no plano vertical e nas latitudes equatoriais, as circulações leste-oeste bem como as áreas de fonte de calor. Figura Diagrama esquemático das circulações atmosféricas de grande escala (célula de Walker) (Fonte: Houghton, 1985)

3 3 Observam-se nas regiões de movimentos ascendentes (nos tópicos), baixas pressões ao nível do mar, convergência nos baixos níveis e circulação ciclônica. De modo contrário, as regiões de subsidência (nos subtrópicos) são caracterizadas por altas pressões, movimentos divergentes em baixos níveis e circulação anticiclônica. A massa de ar que se desloca de leste para oeste, próxima à superfície, na região equatorial, constitui os ventos alísios que, no caso do Pacífico Sul, sopram de sudeste. A circulação anticiclônica é também responsável pela Corrente Marítima de Humbolt, que costeia a América do Sul arrastando águas frias das latitudes sub-antarticas para a região equatorial (Figura 4.2). Quando atinge o Equador, a corrente é desviada para o oeste chamando-se, então, Corrente Equatorial, que vai sendo progressivamente aquecida para, já como corrente de águas quentes, ser finalmente desviada para regiões polares onde volta a se esfriar, completando o ciclo. Figura 4.2: Célula de Walker com ascensão do ar quente e úmido sobre a Amazônia e sua descida lenta (subsidência) sobre o Atlântico Tropical e o Nordeste do brasil (Fonte: Ciência Hoje, 1985). A segunda das três principais células formadoras da Circulação de Walker está localizada sobre o Atlântico. A Floresta Tropical Amazônica constitui-se numa área de intenso movimento ascendente. O ramo descendente desta célula situa-se sobre o Atlântico Subtropical Sul e, ao incluir o Nordeste, atua sobre a região inibindo a formação de chuvas. Similarmente às fontes de calor da circulação leste-oeste, existe sobre o Atlântico Equatorial uma faixa latitudinal denominada Zona de Convergência Intertropical (ZCIT), local de intensos movimentos ascendentes de ar, alta nebulosidade e precipitação: seus ramos descendentes situam-se sobre as

4 4 latitudes subtropicais de ambos os hemisférios. Esta circulação, que se dá na direção norte-sul, é conhecida como Circulação de Hadley, e embora distinta da de Walker para fins didáticos, não pode ser efetivamente separada, vez que as duas geralmente ocorrem simultaneamente. As principais causas das secas no NEB parecem ter origem externa, porém a semi-aridez da região é provavelmente acentuada por características locais, tais como o albedo (alta refletividade de sua crosta) e a topografia (Ciência Hoje, 1985). Segundo Charney (1975), um alto albedo, conseqüência de inexistência de vegetação, desenvolve um mecanismo de perpetuação das condições desérticas, vez que o contraste térmico resultante entre a atmosfera sobre a região mais fria (em função da maior refletividade do solo) e a de suas adjacências (mais quentes devido ao menor albedo) induz uma circulação friccionalmente controlada, a qual importa calor nos altos níveis e mantém o equilíbrio através de movimentos descendentes (Gomes, 1979) que, por sua vez, e no caso específico do NEB, intensificam os outros movimentos de subsidência associados à crculação Hadley-Walker. 3. VARIAÇÕES SAZONAIS DA PRECIPITAÇÃO O curso sazonal da precipitação na maior parte do NEB é caracterizado pela sua concentração em poucos meses, o que torna a estação chuvosa bem definida (Figura 4.3). As partes norte e central do NEB (Ceará, oeste do Rio Grande do Norte e interior dos Estados da Paraíba e Penambuco) incluem o semiárido e apresentam máxima precipitação durante março e abril (Aldaz, 1971), coincidente com a posição mais sul da ZCIT (Ratisbona, 1976) e com o aparecimento de Linhas de Instabilidade (LI). As áreas da costa leste (do leste do Rio Grande do Norte até o sul da Bahia) recebem a máxima precipitação durante maio e junho, e são influenciadas pelo escoamento médio e brisas terra-mar (Ramos, 1975), pelos aglomerados convectivos que se propagam para oeste (Yamazaki e Rao, 1977), pelos vórtices ciclônicos de ar superior (VCAS) (Kousky e Gan, 1981) e pelos remanescentes dos sistemas frontais na parte sul. A concentração de chuvas no setor sul (interior da Bahia) ocorre de novembro a março, com um máximo em dezembro e está associada com as incursões dos sistemas frontais na direção equatorial. Existem ainda certas regiões cujos regimes de precipitação apresentam dois máximos anuais, resultantes da existência de distúrbios de escala sinótica que atuam em época distintas. Isto ocorre no setor centro-norte da Bahia (dezembro e março) e no seu litoral (dezembo e maio) (Strang, 1972; Kousky, 1979).

5 5 Figura Distribuição espacial do mês no qual a precipitação média mensal atinge o máximo. Dados do período (Fonte: Kousky, 1979) A ZONA DE CONVERGÊNCIA INTERTROPICAL (ZCIT) Reconhece-se como mecanismo organizador de conveccção nas porções norte e central do NEB a proximidade da ZCIT. Esta zona é um verdadeiro cinturão de baixa pressão formado sobre os oceanos equatoriais e é assim denominada por se tratar da faixa para onde os ventos alísios dos dois Hemisférios convergem, constituindo uma banda de grande convecção, altos índices de precipitação e movimento ascendente. Ela se aproxima de sua forma quase linear sobre o Oceano Atlântico, (Figura 4.4), onde se apresenta, geralmente, como uma faixa latidudinal bem definida de nebulosidade, onde interagem entre si a Zona de Confluência dos Alísios (ZCA), o Cavado Equatorial, a zona máxima Temperatura da Superfície do Mar (TSM) e a banda de máxima cobertura de nuvens convectivas, não necessariamennte a uma mesma latitude, mas muito próximos uns dos outros (Uvo, 1989).

6 6 A verdade é que o conjunto acima, como um todo, tem um deslocamento meridional durante o ano, podendo a ZCIT ser representada pelo deslocamento de apenas um dos elementos integrantes, devido a alta correlação existentes entre eles. É comum considerar o deslocamento da banda de máxima cobertura de nuvens como respresentativo do movimento da ZCIT (Figura 4.5). Era de se esperar que a ZCIT se situasse sobre o Equador, porém, devido a maior parte dos continentes se encontrar no Hemisfério Norte (HN) e a cobertura de gelo ser maior na Antártica, a faixa de água do mar e ar mais aquecidos se localiza não no Equador geográfico, mas ao norte dele, no chamado Equador Meteorológico, região esta onde aa ZCIT permanece grande parte do ano. Ela se desloca na direção meridional, entre 14 o N e 02 o S de latitude, seguindo, com certo atraso, o movimento intra-anual do sul (Climanálise, 1986).

7 7 Figura Imagens do Satélite METEOSAT no Canal Infra-vermelho no Dia 06 de fevereiro às 15:00hs mostrando a Influência da ZCIT sobre a Precipitação do Nordeste Brasileiro. a) Global b) Setorizada.

8 8 Figura Posição geográfica média do eixo de nebulosidade convectiva (indicativo da posição da Zona de Convergência Intertropical-ZCIT) sobre o Oceano Atlântico de 00 o W a 45 o W, estimada nas imagens do canal infra-vermelho do satélite METEOSAT, médias de cinco dias indicadas na figura para ABRIL/89. As posições geográficas de Fortaleza e dos Rochedos de São Paulo estão indicadas na figura com as siglas F e RSPSP, respectivamente. (Fonte: ORSTOM/DAKAR) As variações sazonais da precipitação no setor norte do NEB parecem estar intimamente ligadas às oscilações latitudinais da ZCIT sobre o atlântico, sendo a estação chuvosa coincidente com a posição mais ao sul que a ZCIT atinge durante os meses de março a abril. A medida que essa começa o seu retorno para o HN, atingindo sua máxima posição norte em agosto e setembro, o ar ascende sobre a ZCIT e descende sobre o Atlântico Subtropical Sul, criando condições pouco propícias à formação e nuvens sobre a região (estação seca) LINHA DE INSTABILIDADE (LI) As brisas marítimas e terrestres (Figura 4.6) são circulações locais que ocorrem em resposta ao gradiente horizontal de pressão que, por sua vez, é provocado pelo contraste de temperatura diário entre oceano e continente (Chandler, 1972 e Hawkins, 1977).

9 9 Figura 4.6 Diagrama esquemático de: (a) brisa marítima ou lacustre e (b) brisa terrestre. Os símbolos z 1 e z 2 apresentam a espessura sobre a água e sobre a terra, respectivamente, para a camada p 1 p 2. (Fonte: Cavalcanti, 1982). Uma das características da brisa marítima consiste na formação de uma linha de Cumulonimbus (Cbs) ao longo do extremo norte-nordeste da América do Sul, que pode se propagar como uma LI, ocasionando chuvas nas áreas anterores do continente; o grau de penetração pode ser maior que 100 km, dependendo do escoamento de grande escala (Kousky, 1980). Este desenvolvimento ao longo da costa sofre variação sazonal tanto na localização como na freqüência de aparecimento (Figura 4.7). Variações na intensidade também ocorrem no decorrer do ano.

10 10 Figura 4.7 Localização da linha de Comulunimbo (área hachuradas) e nebulosidade da ZCIT (áreas claras indicando nuvens) para o período de janeiro, abril, julho e dezembro. (Fonte: Cavalcanti, 1982). Os fenômenos de grande escala reforçaram ou inibem os efeitos provocados pelas circulações locais (Riehl, 1979). Uma série de distúrbios de escala sinótica (1000 a 7000km) influenciam diretamente essas circulações no sentido de aumentar (ou diminuir) suas atividades. Entre estes sistemas podemos criar o deslocamento de massa de ar frio para regiões mais quentes formando zonas frontais e a mudança sazonal de ar frio para regiões mais quentes formando zonas frontais e a mudança sazonal do escoamento atmosférico nos centros de pressão e da posição da ZCIT. As Lis são mais freqüentes ao norte do Equador no inverno e primavera do HS, embora as mais intensas ocorram, em geral ao sul do Equador durante o verão e outono do HS, quase sempre associadas à intensa atividade convectiva da ZCIT. Nos meses em que não há desenvolvimento da linha convectiva na costa Norte-Nordeste do Brasil, a ZCIT está deslocada para a sua posição mais ao norte ou há forte convergência na parte oeste do continente produzindo movimento subsidente e ausência de precipitação na costa Norte-Nordeste do Brasil.

11 11 Os sistemas frontais oriundos do continente sulamericano podem, em alguns casos, apresentar uma localização no sentido sudeste-noroeste em latitudes mais ao norte, o que influencia a formação de Lis, pelo aumento de convergência na costa (Cavalcanti, 1982). Embora o desenvolvimento das Lis associadas à brisa marítima sejam dependentes da localização e intensidade de sistemas sinótios, tal atividade convectiva pode, em alguns casos, formar-se isoladamente sob influência apenas da diferença de aquecimento superficial diurno (Cavalcanti, 1982; Hubert et alli, 1969; Seha, 1974; Grubep, 1972) FRENTES FRIAS Zonas frontais, sistemas frontais, ou simplesmente frentes são regiões de descontinuidade térmica separando duas massas de ar de características diferentes. São, em geral, delgadas zonas de transição entre uma massa de ar quente (menos densa) e uma de ar frio (mais densa). O deslocamento relativo das massas de ar é que define a denominação; frente fria, por exemplo, é aquela no qual o ar frio proveniente de altas e médias latitudes avança em direção ao ar quente, empurrando para cima, provocando sua ascenção e posterior condensação (Gedzelman, 1985). Figura 4.8 Secção transversal esquemática das frentes e da movimentação das massas de ar associadas. As iniciais representam os tipos de nuvens (Ci-cirrus, Cu- Cumulonimbus, NS-Ninbustratum, Cs-Cirrostratus e Sc-stratocumulus). (Fonte: Houghton, 1985).

12 12 A penetração de sistemas frontais no NEB ocasiona prolongados períodos de chuvas no centrosul da Bahia e desempenham um importante papel no seu regime de precipitação, cujo máximo é atingido nos meses de dezembro e janeiro. Sabe-se ainda que, remanescentes desses sistemas podem também organizar alguma atividade convectiva ao longo da costa original do NEB, durante o outono e inverno, ocasionando um acréscimo de precipitação na região (Kousky, 1979). Figura Diagrama esquemático indicando a posição mais ao norte de sistemas frontais os quais afetam o Norteste e a nebulosidade convectiva associada a eles. (Fonte: oliveira, 1986). Figura Imagens do Satélite METEOSAT no canal infra-vermelho do dia 16 de março de 1991 às 15:oohs. Mostrando a incursão de uma frente fria no Nordeste brasileiro. A) Global; b) Setorizada. (Fonte: FUNCEME).

13 AGLOMERADOS CONVECTIVOS: DISTÚRBIOS ATMOSFÉRICOS DE LESTE PROVENIENTES DO ATLÂNTICO SUL TROPICAL. Ao longo da costa oriental do NEB, desde o leste do Rio Grande do Norte até o sul da Bahia, o máximo pluviométrico ocorre durante os messes de maio e junho (Kousky, 1979). Os mecanismos associados à produção da precipitação neste setor do NEB parecem ser os agrupamentos convectivos detectadas por Yamazaki e Rao (1977) sobre o Atlântico Tropical Sul. A periodicidade associada a esses distúrbios foi de vários dias, com uma velocidade média de propagação de cerca de 10 m/s (10 o longitude por 1 dia). Estas perturbações, conhecidas como Ondas de Leste são semelhantes as que se propagam no HN. A situação no Atlântico Sul é, entretanto, distinta daquela, vez que em nenhuma estação do ano as perturbações se desenvolvem em ciclones ou mesmo em intensas perturbações tropicais (Yamazaki and Rao, 1977). Figura 4.11 Regiões prováveis de ocorrer propagação dos distúrbios leste. (Fonte: Yamazaki and Rao, 1977) Ainda segundo Yamazaki and Rao (1977), estes distúrbios originam-se na costa da África e deslocam-se até a costa brasileira; em alguns casos aparecem até mesmo adentar um pouco sobre o continente sulamericano. Outra observação feita é que, ratificando estudos feitos por Wallace, estes Distúrbios de leste surgem somente durante o inverno do HS, período coincidente com a estação do setor leste do NEB.

14 14 Figura Imagens setorizadas do Satélite METEOSAT no canal infra-vermelho mostrando a incursão de distúrbios de leste no Nordeste Brasileiro nos dias: a) 01 de julho de 1990, b) 02 de julho de 1990, e c) 03 de julho de (Fonte: FUNCEME).

15 VÓRTICES CICLÔNICOS DE AR SUPERIOR (VCAS) As estações chuvosas dos setores norte e leste do NEB que, climatológicamente apresentam os máximos em março-abril emaio-junho, respectivamente, são influenciadas, além de outros, por vários sistemas meteorológicos transientes que atuam como forçantes para organizar a convecção nessas regiões. Um desses sistemas é o VCAS (Kousky e Gen, 1981). Figura Imagens do satélite METEOSAT no canal infra-vermelho no dia 02 de fevereiro de 1991 às 15:00hs. Mostrandoa influência de um VCAS na precipitação no Nordeste Brasileiro. a) Setorizada e b) Global. (Fonte: FUNCEME). Kousky e Gan (1981) utilizando campos de ventos e 200 hpa e imagens dos satélites SMS/ GOES e NOAA-5 dos canais visível e infra-vermelho analisaram os VCAS procurando conhecer sua gênese, propagação, climatologia e seus efeitos sobre as condições de tempo no Brasil.

16 16 Esses vórtices formam-se sobre o Atlântico Sul principalmente durante o verão do HS (sendo janeiro o mês de atividade máxima) e adentram freqüentemente nas áreas continentais próximas a salvador (13 o S, 38 o W) tendo um efeito pronunciando na atividade convectiva sobre o NEB. Os VCAS geralmente se concentram entre 25 o 45 o W e 10 o 25 o S, região correspondendo ao eixo médio do cavado de 200 hpa sobre o Atlântico durante o verão do HS (Gan, 1983). As baixas frias da alta troposfera (ou VCAS) constituem sistemas de baixa pressão, cuja circulação ciclônica fechada caracteriza-se por baixas temperaturas em seu centro (com movimento subsidente de ar seco e frio) e temperaturas mais elevadas em suas bordas (com movimento ascendente de ar quente e úmido) com relação às características de tempo relacionadas a estes sistemas, observamse condições de céu claro nas regiões localizadas abaixo de seu centro e tempo chuvoso nas regiões abaixo de sua periferia (Figura 13.14). Em geral as partes sul e central do NEB apresentam diminuição de nebulosidade à medida que o vértice se move para a costa; a parte norte, por sua vez, experimenta um aumento de nebulosidade associada a chuvas fortes. Figura Ilustração esquemática de nuvens médias e altas associadas ao VCAS. (Fonte: Kousky e Gan, 1981). Comparando as configurações da circulação a 200 hpa, observa-se que o escoamento é mais meridional para latitudes baixas durante o verão do HS (período de maior freqüência dos VCAS), enquanto para os meses de inverno do HS, as linhas de corrente apresentam-se mais zonais (Figura 4.16). O caráter meridional deste escoamento é resultado de um grande aquecimento sobre a América do Sul, África e Oceania que induz o desenvolvimento de fortes anticiclones nos altos níveis sobre os três continentes e cavados sobre as áreas oceânicas vizinhas (Kousky e Gan, 1981).

17 17 Figura Nebulosidade associada com: a) VCAS estacionário b) VCAS movendose para o oeste. (Fonte: Kousky e Gran, 1981). Figura Linhas de corrente representativas o escoamento médio. (Fonte: Kousky e Molion, 1981).

18 18 Figura Esquema da seção transversal de um VCAS. (Fonte: Kousky e Gan, 1981). Os mecanismos de formação dos VCAS de origem tropical não são totalmente conhecidos. No entanto, Kousky e Gan (1981) sugerem que a penetração de sistemas frontais, devido a forte advecção quente que os procede, induzem a formação dos VCAS, especialmente nas baixas e médias latitudes. Esta advecção amplifica a crista de nível superior, e consequentemente o cavado a leste formando, em pultima instância, um vórtice ciclônico sobre o Atlântico (Figura 4.18). Figura Seqüência esquemática para a formação de um VCAS no Atlântico Sul. (Fonte: Kousky e Gan, 1981).

19 19 4. VARIAÇÃO INTERANUAIS A precipitação no NEB apresenta, além das variabilidades sazonais grandes flutuações interanuais que são mais acentuadas (variabilidade relativa superior a 40%) no semi-árido (Kousky, 1979). Isto causa extremos climáticos caracterizados por secas severas ou enchentes com sérios efeitos econômicos e sociais para a população local. Assim, desde o início do século o clima NEB tem sido investigado e apontado alguns de seus aspectos relacionados com as causas dinâmicas da grande variação ano-a-ano INFLUÊNCIA DO HEMISFÉRIO NORTE Nobre (1984) analisou para diversos períodos a inter-relação entre fontes anômalas de calor nos tópicos e a propagação meridional (norte-sul) de energia por ondas de escala planetária. Os campos de desvios de vorticidade (medida de rotação de um fluído) vento e TSM, sobre o oceanos Atlântico e Pacífico, apresentam características distintas durante os períodos chuvosos e secos do NEB. Configurações semelhantes a trens de ondas foram encontradas. Uma delas inclui o centro do Atlântico Tropical (padrão Atlântico Norte Leste Asiático/ANLA) e atinge a costa leste da Ásia, contornando o Polo Norte pela Europa. Uma outra inclui o centro do Pacífico Equatorial (padrão Pacífico Central-Leste EUA/PCLE), descreve um grande circulo e atinge a costa leste da América do Norte. Uma terceira configuração (Padrão Cinturão Circumpolar/CCP), observada no HN, constitui-sede alternâncias de centros de vorticidade positiva e negativa em torno da latitude de 50 o N. Conclui-se que, a existência dessas configurações e a variabilidade da precipitação no NEB são as respostas remota e local da ocorrência de anomalias de TSM positivas (negativas) ao norte e negativas (positivas) ao sul, no Oceano Atlântico Equatorial, e relacionam-se a anos secos (chuvosos) no norte do NEB. Em relação às configurações de ondas de escala global observa-se que a configuração CCP anecede as outras duas (ocorre geralmente em outubro-novembro). A configuração ANLA, que ocorre principalmente em dezembro-janeiro, encontra-se mais nítida durante os episódios de seca e parece explicar melhor a variabilidade da pluviometria sobre o NEB do que a configuração PCLE que apresentou menor ocorrência temporal relacionada a essa precipitação.

20 20 a) b) Figura Desvios da circulação média na troposfera superior. Ar regiões marcadas com pequenos círculos indicam circulação circlônica (baixa pressão) e as com pequenos v, circulação anticiclônica (alta pressão). a) Meses de dezembro de 1969, novembro de 1971, dezembro de 1975 e dezembro de 1979, que precederam a ocorrência de secas no Nordeste. b) Meses de dezembro de 1963, dezembro de 1972 e janeiro de 1974, que precederam a ocorrência de anos chuvosos no Nordeste. (Fonte: Nobre, 1984).

21 PRESSÃO AO NÍVEL DO MAR (PNM) NO ATLÂNTICO TROPICAL A variabilidade dos sistemas de altas pressões subtropicais do Atlântico Norte (AAN) e Sul (AAS) está diretamente relacionado com o deslocamento meridional da zona de máxima nebulosidade convectiva sobre o Atlântico Oeste, associada a ZCIT. Hastenrath e Heller (1977) mostraram que a escassez e excesso de chuvas no semi-árido nordestino estão ligados a esta variabilidade. Em anos chuvosos, o anticiclone do Atlântico Norte (alta dos Açures) está mais intenso que o normal, assim como os ventos alísios de nordeste, fazendo com que a ZCIT seja empurrada para posição mais ao sul. Em anos de seca o inverno ocorre, ou seja, o anticiclone do Atlântico Sul e os ventos sudeste estão mais intensos, de modo que a ZCIT é deslocada para posições mais ao norte (Climanálise, 1986). Figura 4.20 Aspectos de grande escala da circulação atmosférica e típica da distribuição de TSMs no Atlântico para: a) anos chuvosos e b) anos de seca no Nordeste. A área bachurada indica a posição média da ZCIT e a linha pontilhada, o eixo de confluência dos ventos alísios de ambos os hemisférios. O A estilizado representa a alta pressão subtropical e as linha grossas com flexas indicam a intersificação dos ventos alísios. (Fonte: Nobre and Molion, 1986).

22 22 O dipolo de PNM observado em anos chuvosos, com anomalias negativas no Atlântico Sul e positivas no Atlântico Norte, é função do dipolo de TSM. Figura 4.21 Pressão ao nível do mar em Abril/89, analisada numa grade de 5 o em projeção Mercator para visiualização. O intervalo entre os contornos é de 2 hpa : 1000 hpa devem ser domados aos números indicados nos contornos. (Fonte: CAC/NWS) TEMPERATURA DA SUPERFÍCIE DO MAR (TSM) Anomalias de grande escala na circulação atmosférica sobre o Atlântico e nas temperaturas da superfície deste oceano modificam significativamente a posição da ZCIT que, em anos de grande precipitação, localiza-se ao sul de sua posição normal. De um modo geral, para anos chuvosos, as anomalias do Atlântico Subtropical Sul são positivas enquanto as do Atlântico Subtropical Norte são negativas, indicando um maior aquecimento anômalo da superfície do mar no Hemisfério Sul. Em anos secos, o dipolo de temperatura, com esta configuração é conhecida, se inverte apresentando anomalias de TSM positivas no Hemisfério Norte.

23 23 Figura 4.22: Composição do período março-abril para casos secos e chuvosos da anomalia de TSM em 0,1 o C. A área sombreada indica valores positivos. (Fonte: Hastenrath e Heller, 1977). Correlacionando índices de precipitação no Ceará com as médias mensais de temperatura da superfície do mar no Oceano Atlântico Sul, MARKHAM et alii (1977) consideraram ser possível prever a qualidade da estação chuvosa.

24 24 Moura & Shukla (1981) utilizando um modelo numérico (equações que mostram o comportamento da atmosfera no tempo e no espaço) procuraram explicar os possíveis mecanismos da ocorrência da seca e enchentes sobre o NEB. A presença de anomalias quentes de TSM ao norte do Atlântico Tropical e anomalias frias de TSM ao sul, produz um efeito combinado de subsidência termicamente forçada, reduzida evaporação e divergência de fluxo de umidade sobre o NEB e adjacências que, como conseqüência, causa condições de seca severa sobre a região. Foi sugerido que esses eventos extremos poderiam ser previstos através do monitoramento da TSM, pois suas anomalias persistem por vários meses. Outro estudo que analisou as correlações lineares entre os desvios normalizados de precipitação anual sobre o NEB e anomalias de TSM em áreas compreendidas no Atlântico Norte e Sul foi o de Rao et alli, (1986). As correlações encontradas indicaram que baixa precipitação sazonal sobre o NEB está associada com anomalias positivas de TSM no Atlântico Norte (NA) e anomalias negativas no Atlântico Sul (AS).