Rosane Rodrigues Chaves

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1 Revista Brasileira de Meteorologia, v.20, n.3, , 2005 Resposta de um Modelo de Circulação Geral do Oceano ao Campo De Tensão de Cisalhamento do Vento Produzido por um Modelo de Circulação Geral da Atmosfera e Reanálises Rosane Rodrigues Chaves Universidade Estadual do Norte Fluminense Darcy Ribeiro - UENF Laboratório de Engenharia e Exploração de Petróleo -LENEP Rodovia Amaral Peixoto, Km Av. Brenand s/n - CEP: Imboacica - Macaé/RJ rosane@lenep.uenf.br Recebido Setembro Aceito Julho 2005 Resumo A habilidade dos modelos numéricos em simular o clima é essencial para que estes possam ser empregados em testes de hipóteses. Aqui a resposta do Modular Ocean Model ao campo de tensão de cisalhamento do vento produzido pelo modelo atmosférico do CPTEC/COLA e dados de reanálise do NCEP/NCAR e ECMWF é avaliada através de análise subjetiva e objetiva. O modelo oceânico reproduz os padrões de temperatura da superfície do mar (TSM) sobre os oceanos Pacífico e Atlântico, assim como também o seu ciclo anual. O modelo oceânico subestima a TSM em aproximadamente -1,5ºC sobre a região equatorial leste e sudeste do Pacífico. Este também subestima a TSM sobre o Atlântico tropical em aproximadamente -1,0ºC. As anomalias de TSM e a direção de propagação destas anomalias para evento El-Niño/Oscilação Sul de 1982/83 são reproduzidas pelo modelo. Como este simula os padrões associados ao fenômeno El-Niño, o ciclo anual da TSM, a variabilidade interanual das anomalias de TSM sobre o Pacifico tropical e apresenta boa performance sobre o Atlântico, este modelo oceânico mostra-se adequado para ser usado como uma ferramenta de diagnósticos ou na verificação de hipóteses envolvendo a TSM. Palavras-chave: modelo oceânico, validação, temperatura da superfície do mar, clima. ABSTRACT: The Response of an Ocean General Circulation Model to Surface Wind Stress Produced by an Atmospheric General Circulation Model and Reanalysis The goal of this work is to evaluate the response of the Modular Ocean Model to the surface wind stress produced by atmospheric model CPTEC/COLA and NCEP/NCAR and ECMWF reanalysis. The results show that the ocean model reproduces characteristics of large-scale ocean circulation. The ocean model reproduces the SST patterns over oceans Pacific and Atlantic, as well as its annual cycle. On the equatorial region the ocean model underestimates SST by nearly 1.5ºC over the eastern and southeastern Pacific. While over tropical Atlantic Ocean the model underestimates SST by nearly 1.0ºC. The model also reproduces SST anomalies and trajectory of these anomalies for the 1982/83 ENSO. The ocean model simulates SST patterns associated to the El-Niño phenomenon, SST annual cycle, interannual SST variability over tropical Pacific and it shows good performance on the Atlantic Basin. Thus, this ocean model is adequate to be used as diagnostic tool and in test of hypotheses regarding effects of the SST. Keywords: Ocean model, sea surface temperature, climate. 1. INTRODUÇÃO As simulações climáticas feitas com diferentes modelos numéricos mostram que estes podem representar as características observadas da circulação atmosférica e oceânica. Contudo, a intensidade e distribuição geográfica das variáveis climáticas podem diferir para cada modelo (Hurrel et al., 1998; Gates et al., 1999; Pope et al., 2000). Modelos com melhor climatologia geralmente têm menos erros sistemáticos e estes têm maior habilidade para simular as variações interanuais (Sperber and Palmer, 1996). A habilidade dos modelos de circulação geral em simular o clima é essencial para que estes possam ser empregados em testes de hipóteses. Formas simples de fazer esta avaliação incluem verificar se o modelo consegue reproduzir o ciclo sazonal e a variabilidade interanual de variáveis atmosféricas e oceânicas em regiões onde esta variabilidade é acentuada e também através da comparação dos campos simulados com os campos observados. Exemplos de avaliações de modelos oceânicos podem ser encontradas nos trabalhos de Kirtman e DeWitt (1997) e Huang e Schneider (1995). No primeiro trabalho é feita uma avaliação da resposta de um modelo oceânico a três campos de tensão de cisalhamento do vento gerados por um modelo atmosférico com três diferentes parametrizações da convecção. Os

2 438 Rosane Rodrigues Chaves Volume 20(3) padrões de temperatura da superfície do mar (TSM) neste modelo oceânico foram melhores simulados com o campo de vento produzido com o modelo atmosférico com a parametrização de Arakawa e Schubert (1974). Em Huang e Schneider (1995) é feita a avaliação de um modelo oceânico com os dados de tensão de cisalhamento do vento gerado pelo modelo atmosférico do Center for Ocean-Land-Atmosphere Studies (COLA) para o período de 1979 a 1991 no Pacífico. Estes autores mostram que a TSM e o conteúdo de calor na camada superior do modelo são comparáveis com as observações do COADS. Neste trabalho é realizada uma validação do modelo de circulação geral do oceano Modular Ocean Model (MOM2; Rosati and e Miyakoda, 1988 e Huang e Schneider, 1995). A performance deste modelo oceânico é avaliada através de comparações com os dados do COADS e também através da determinação do erro quadrático médio entre os dados de TSM simulados e os dados observados também do COADS. Nesta validação são usados os dados de tensão de cisalhamento do vento simulados pelo modelo atmosférico do Centro de Previsão de Tempo e Estudos Climáticos (CPTEC) e das reanálises do National Centre for Atmospheric Research and National Center for Atmospheric Research (NCEP/NCAR) e European Centre for Medium-Range Weather Forecasts (ECMWF). A avaliação do modelo MOM é o foco deste trabalho, no entanto também é feita a avaliação do modelo atmosférico através de comparações dos dados simulados com dados observados. Cavalcanti el at. (2002) validaram o modelo atmosférico do CPTEC/COLA. Esta validação mostrou que este modelo simula o clima observado e a sua variabilidade, dando confiança ao seu uso. Contudo, como a qualidade do modelo atmosférico pode afetar a validade de algumas conclusões, aqui a performance deste modelo é avaliada através da comparação com observações. 2. METODOLOGIA E DADOS 2.1. Avaliação do modelo atmosférico CPTEC-COLA Neste trabalho os experimentos atmosféricos são realizados com o modelo atmosférico CPTEC/COLA descrito em detalhes em Cavalcanti et al. (2002). Este modelo é usado operacionalmente no CPTEC, tanto para previsão de tempo, quanto para previsão de clima. A versão utilizada tem 28 níveis na vertical e truncamento no número de onda sessenta e dois. As equações primitivas deste modelo incluem as equações da continuidade de massa para o ar seco e vapor d água, a primeira lei da termodinâmica e as equações do movimento. Este modelo inclui uma formulação explícita da vegetação sobre a superfície da Terra e seus intercâmbios com a atmosfera e o solo através de uma versão simplificada do SIB (Simple Biosphere Model) Xue et al. (1991). A quantidade de nuvens convectivas é baseada na parametrização de convecção profunda proposta por Kuo (1974) e Anthes (1977). Detalhes deste modelo podem ser encontrados em Kinter III et al. (1997) e Cavalcanti et al. (2002). A avaliação do modelo atmosférico é feita com os resultados de uma integração de 120 dias com o campo de TSM prescrita a partir de novembro de 2000 até fevereiro de 2001 Figura 1: Média da TSM observada (a) e da anomalia de TSM (b) (ºC) para o período de novembro de 2000 a fevereiro de Fonte: NCEP (Reynolds e Smith, 1994). do NCEP Reynolds e Smith (1994). Esta integração é denominada de CTR. O campo de TSM (Fig. 1a) para o período acima é escolhido para ser usado como condição de contorno desta simulação em função do Pacífico equatorial e maior parte das áreas oceânicas apresentar-se com anomalias de TSM pouco intensas (Fig. 1b), coincidindo com a fase final do evento La-Niña de 2000/2001. Desta forma, o efeito das condições atmosféricas e oceânicas do Pacífico equatorial na Bacia do Atlântico e Índico é minimizado e o resultado das integrações nestas regiões é função quase que inteiramente da TSM local. Nas regiões subtropicais do Atlântico Sul e Norte e no Pacífico Noroeste são verificadas anomalias positivas de TSM acima de 1ºC. Na simulação CTR usa-se as análises das 1200 UTC do NCEP dos dias 01 de novembro de 1995, 1996, 1998, 1999 e 2000 como condições iniciais. A avaliação desta rodada de controle é feita através de comparações com os dados de vento da reanálise do NCEP/NCAR para o período de dezembro de 2000 a fevereiro de Ou seja, o primeiro mês de integração é desconsiderado, desta forma evita-se a influência das condições iniciais na solução final das integrações Avaliação do modelo oceânico Modular Ocean Model O MOM é uma representação em diferenças finitas das equações primitivas que governam a circulação de grande escala do oceano, considerando-se as aproximações de Boussinesq e hidrostática (Rosati e Miyakoda, 1988). A versão usada neste trabalho é a MOM2. Neste modelo o domínio estende-se de -40ºS a 40ºN, com resolução zonal de 1,5º e meridional de 0,5º nos trópicos (10ºS-10ºN) incrementando linearmente para 3,5º entre 10ºS e 40ºS e 10ºN e 40ºN, com 20 níveis na resolu-

3 Dezembro 2005 Revista Brasileira de Meteorologia 439 ção vertical, com profundidade máxima de 2000 metros, sendo que os 19 primeiros níveis estão entre 0-400m. As condições de contorno superior usadas para forçar o modelo oceânico são a tensão de cisalhamento do vento e o fluxo de calor. O fluxo de calor é composto das radiações de onda curta e longa e dos fluxos de calor sensível e latente. A radiação solar é prescrita na superfície do oceano com a climatologia da Smithsonian Meteorological Tables (Rosati e Miyakoda, 1988) e o fluxo de onda longa é parametrizado através de uma fórmula empírica que usa as temperaturas do ar e da superfície do mar a partir da relação de Stefan-Boltzmann Rosati e Miyakoda (1988). Os fluxos de calor latente e sensível são parametrizados de acordo com a fórmula aerodinâmica e são funções da velocidade do vento, temperatura da superfície do ar e da TSM (Rosati e Miyakoda, 1988). As variáveis prognósticas do modelo são temperatura, salinidade e as componentes zonal e meridional da velocidade das correntes oceânicas. Inicialmente, são feitas duas rodadas de spin up de 30 anos utilizando-se a climatologia das componentes zonal e meridional do vento da rodada longa do modelo do CPTEC/ COLA ( ) e da reanálise do ECMWF ( ). Estas integrações são denominadas de CPTEC e ECMWF, respectivamente (vide Tabela 1). A média dos últimos dez anos de integração das simulações CPTEC e ECMWF são comparados entre si e também com a climatologia dos dados de TSM do COADS ( ). Spin-up é o tempo necessário para um modelo oceânico alcançar um estado de equilíbrio. Depois de um certo número de anos de integrações, supõe-se que os campos simulados não variam significativamente de um ano para o outro, assim, a partir deste tempo não se observará mudança brusca nas variáveis oceânicas. A parte profunda do oceano requer centenas de anos para se ajustar, enquanto a camada superior de oceano requer algumas décadas. As análises deste trabalho restringem-se basicamente ao equador-trópico e a superfície (a TSM). Nestas regiões o modelo normalmente entra em equilíbrio com poucos anos de spin-up, uma vez que a dinâmica desta região é mais rápida, ou seja, as ondas de Rossby e Kelvin propagam-se mais rapidamente na superfície e no equador. Efetivamente, a escala de spin up na região equatorial é o tempo necessário para o primeiro e segundo modo das ondas de Rossby cruzar a bacia do Pacífico de leste para oeste, afetando as correntes e as propriedades das massas de água. Na escolha dos dados do ECMWF para a rodada de spin-up considerou-se o resultado de Simon et al. (2002). Estes autores avaliam os dados de tensão de cisalhamento do vento das reanálises do NCEP/NCAR e ECMWF. Este trabalho mostra que os dados do ECMWF apresentam boa concordância com os dados do Southampton Oceanography Centre (SOC), que são observações in situ. Nos dados do NCEP a tensão de cisalhamento do vento é mais fraca sobre os trópicos em relação aos dados observados. Os dados de vento em 1000 hpa da reanálise do ECMWF e da rodada longa do CPTEC/COLA é convertido para tensão de cisalhamento do vento segundo Rosati e Miyakoda (1988). O fluxo de radiação de onda curta é prescrito pela climatologia da Smithsonian Meteorological Table (Rosati e Miyakoda, 1988) nas duas integrações de spin-up. Posteriormente, o modelo oceânico é integrado com os dados de tensão de cisalhamento do vento da reanálise do NCEP/NCAR com o objetivo de avaliar a destreza do modelo em simular a variabilidade interanual da TSM observada. Nesta avaliação optou-se pelos dados da reanálise do NCEP/ NCAR em detrimento da reanálise do ECMWF em razão daqueles dados estarem disponíveis por um período maior. Esta integração é denominada de NCEP (vide Tabela 1). O modelo oceânico é integrado de janeiro de 1970 a dezembro de 1999, usando como campo inicial o último mês de dezembro da integração de spin-up CPTEC. A avaliação do experimento NCEP é feita através de comparações das anomalias de TSM simuladas e observadas do COADS para o mesmo período. Também compara-se os principais modos de variabilidade das anomalias de TSM do experimento NCEP e dos dados do COADS. Estes modos são determinados através da Análise de Componentes Principais (ACP). Os dois primeiros modos de variabilidade das anomalias de TSM da simulação NCEP e do COADS são determinados através da ACP para verificar se o modelo é capaz de reproduzir os principais modos de variabilidade das anomalias de TSM. A ACP é uma técnica estatística de análise multivariada baseada fundamentalmente em operações de matrizes. Esta técnica é útil para identificar objetivamente modos de variabilidade da atmosfera (Kutzbach, 1967; Ward e Folland, 1991; Kousky e Kayano, 1994) e do oceano (Folland, 1991). O principal objetivo da ACP é gerar um conjunto reduzido de dados que pode representar a variabilidade temporal dos padrões espaciais que explica a maior fração da variância da série original. O método possibilita também a análise de dependência entre diversas variáveis, ou ainda entre diversas regiões. Adicionalmente, determina-se também a raiz quadrada do erro quadrático médio (RMSE), como mostrado na Equação 1, entre os dados de TSM do experimento NCEP e do COADS e também entre as anomalias de TSM simuladas e do COADS para o período de 1970 a O RMSE entre as componentes do balanço de calor [radiação de onda curta, onda longa líquida, fluxo de calor latente e sensível] na superfície (W/m 2 ), obtidas através da integração (CTR) do modelo atmosférico e da reanálise do NCEP/NCAR também são determinadas para o período de 01 de dezembro de 2000 a 28 de fevereiro de Na Equação 1 y representa a variável simulada e o a variável observada da reanálise do NCEP/NCAR e n o número de dias considerados. Finalmente, os fluxos de momento e onda curta da simulação CTR são usados como condição de contorno superior para integrar o modelo oceânico de novembro 2000 a março de Este experimento é denominado OCTR (vide Tabela 1). (1)

4 440 Rosane Rodrigues Chaves Volume 20(3) Os dados do último mês de outubro da integração de spin-up CPTEC são usados como campo inicial nesta integração OCTR. A avaliação deste experimento é feita através de comparação com os campos de TSM do COADS para o mesmo período. A Tabela1 apresenta um sumário dos quatro experimentos oceânicos apresentados neste trabalho. Nesta Tabela consta o nome, as condições de contorno superior, o período de integração e a finalidade de cada experimento Dados Os campos de TSM do NCEP são utilizados como condição de contorno das integrações com o modelo atmosférico do CPTEC/COLA. Os campos climatológicos das componentes zonal e meridional do vento em 1000 hpa da rodada longa do CPTEC/COLA e da reanálise do ECMWF são utilizados como forçante na rodada de spin-up do modelo oceânico. Na avaliação dos modelos numéricos são usados dados de TSM do COADS e dados das componentes meridional e zonal do vento, umidade específica, pressão ao nível do mar, radiação de onda curta, onda longa líquida, fluxo de calor latente e sensível na superfície da reanálise do NCEP/NCAR. 3. RESULTADOS 3.1. Avaliação do modelo atmosférico CPTEC/COLA Os padrões espaciais da umidade específica e da circulação em baixos níveis sobre a América do Sul e o Atlântico Sul são simulados pelo modelo atmosférico (Fig 2a). Estes padrões não apresentam grande diferença em relação aos dados da reanálise do NCEP/NCAR (Fig. 2b). Porém, estes padrões são mais intensos na simulação CTR (Fig. 2c), possivelmente, associados ao maior gradiente leste-oeste de pressão entre o Atlântico Sul e o continente observado na simulação CTR. No lado leste dos Andes, o escoamento de norte apresenta-se menos intenso na simulação CTR. Na climatologia do modelo atmosférico, a pressão ao nível do mar em dezembro-janeiro-fevereiro (DJF) apresenta-se mais intensa em relação à climatologia da reanálise do NCEP/ NCAR (Cavalcanti et al., 2002). Na simulação CTR é observada maior quantidade de umidade na região da ZCAS (Fig. 2), enquanto que fora desta região a umidade específica é maior nos dados da reanálise (Fig. 2c). A Figura 3 apresenta o RMSE e a diferença das componentes do balanço de calor na superfície (radiação de onda curta e onda longa líquida, fluxo de calor latente e sensível) da simulação CTR e dos dados observados da reanálise do NCEP/NCAR. O RMSE e a diferença entre os dados simulados e observados da radiação solar líquida na superfície (Fig. 3a, b), mostra que as maiores diferenças entre dados são verificadas no Hemisfério Sul. O modelo atmosférico superestima a quantidade de energia solar líquida na superfície deste hemisfério. Sobre o Oceano Índico, Pacífico Sudeste e Atlântico Sul a diferença entre o valor médio simulado e o observado é maior que 40W/m2. Este resultado é similar ao encontrado por Cavalcanti et al. (2002). Segundo estes autores, o valor superestimado de radiação de onda curta líquida na superfície está associado com a subestimação da quantidade de nuvens do modelo. O RMSE para o fluxo de calor latente mostra que o modelo apresenta uma acentuada diferença em relação aos dados observados (Fig. 3.c). O modelo superestima o fluxo de calor latente principalmente na região da Indonésia, lado oeste do Atlântico Norte subtropical e Atlântico Sul tropical (Fig. 3d). Assim como o fluxo de calor latente, o fluxo de calor sensível apresenta diferença em relação aos dados simulados no lado oeste das Bacias, principalmente sobre o Pacífico Noroeste e Atlântico Norte (Fig. 3e, f). A radiação líquida de onda longa na superfície apresenta pouca diferença em relação aos dados observados (Fig. 3g, h), como também verificado em Cavalcanti et al. (2002). A Figura 4 mostra a climatologia da tensão de cisalhamento do vento da rodada longa do modelo CPTEC/COLA e da reanálise do ECMWF para os meses de janeiro e julho. O modelo atmosférico mostra-se capaz de simular os padrões, a intensidade e o ciclo anual da tensão do vento (Fig. 4a, b) quando comparado com os dados da reanálise do ECMWF. No modelo, assim como na reanálise do ECMWF, os alísios de sudeste na costa da América do Sul apresentam-se mais intensos no mês de julho em relação a janeiro, associado com a intensificação da Alta do Atlântico Sul em julho (Rao et al., 1993). A variabilidade sazonal da circulação da monção asiática também é simulada, com o vento deslocando-se do continente em direção ao oceano Índico no mês de janeiro e no sentido inverso no mês de julho. Experimento Fluxo de momentum Fluxo de onda curta Finalidade Período CPTEC CPTEC/COLA Smithsonian spin-up 30 anos ECMWF ECMWF Smithsonian 1* 30 anos NCEP NCEP/NCAR Smithsonian 2* OCRT CTR CTR 3* 4* 1* - Avaliação do modelo oceânico com dois conjuntos distintos de dados. 2* - Verificar se o modelo oceânico consegue simular a variabilidade interanual e os padrões observados de TSM para o período de 1970 a * - Verificar se o modelo oceânico consegue reproduzir as características observadas de TSM para o período de integração do modelo atmosférico, novembro de 2000 a fevereiro de * - 11/2000 a 02/2001 Tabela 1: Características dos experimentos com o modelo oceânico: condições de contorno.

5 Dezembro 2005 Revista Brasileira de Meteorologia 441 Figura 2: Média de vento (m/s; vetores) e de umidade específica (g/kg; tons de cinza) em 850 hpa e de pressão ao nível do mar (-1000 hpa; isolinhas) para o período de dezembro de 2000 a fevereiro de 2001 dos dados da simulação CTR (a) e da reanálise NCEP/NCAR (b) e a diferença entre estes campos (c).

6 442 Rosane Rodrigues Chaves Volume 20(3) Figura 3: A raiz quadrada do erro quadrático médio (RMSE; a, c, e, g) e a diferença (b, d, f, h) das componentes do balanço de calor [radiação de onda curta (a, b) e onda longa líquida (g, h), fluxo de calor latente (c, d) e sensível (e, f)] na superfície (W/m 2 ) da simulação CTR e dos dados da reanálise do NCEP/NCAR para 01 dezembro de 2000 a 28 de fevereiro 2001.

7 Dezembro 2005 Revista Brasileira de Meteorologia 443 Figura 4: Média da tensão de cisalhamento do vento (dyn/cm 2 ) em 1000 hpa da climatologia do modelo CPTEC/COLA (1982 a 1991; a, b) e da reanálise do ECMWF ( ; c, d) para os meses de janeiro e julho. As isolinhas correspondem à magnitude da tensão de cisalhamento do vento. Figura 5: Diferença entre a climatologia da magnitude da tensão de cisalhamento do vento (dyn/cm 2 ) do modelo CPTEC/COLA e da reanálise do ECMWF para os meses de janeiro (a) e julho (b). O campo da diferença entre a magnitude da tensão de cisalhamento do vento do modelo e da reanálise do ECMWF para os meses de janeiro e julho (Fig. 5), mostra que aquele tende a superestimar a tensão de cisalhamento do vento na região tropical e a subestimar nas latitudes subtropicais principalmente no mês de janeiro Avaliação do modelo oceânico Rodadas de spin-up CPTEC e ECMWF A Figura 6 mostra que o modelo oceânico reproduz os padrões de TSM sobre os oceanos Pacífico e Atlântico nas duas rodadas de spin-up, assim como também o seu ciclo anual, com TSM mais altas em julho no Hemisfério Norte e em janeiro no Hemisfério Sul. O modelo oceânico superestima a TSM da região da Indonésia em ambas simulações (~30ºC) (Fig. 6a e b), em relação aos dados observados (~28ºC) (Fig. 6c). Desta forma, este erro é independente do campo de tensão de cisalhamento do vento usado para forçar o modelo, ou seja, aparentemente, este é inerente ao modelo. Possivelmente, o modelo não consegue representar completamente os processos associados às ondas equatoriais. Ao longo da região equatorial leste e sudeste do Pacífico o modelo subestima a TSM, em 1 a 2ºC abaixo do observado. Esta é uma característica em comum dos modelos oceânicos (Philander e Chao, 1991). Devido a menor TSM no lado leste, os gradientes de temperatura na região equatorial do Pacífico em ambas simulações são mais intensos em relação ao campo observado (Fig. 6c). Estes resultados são similares aos apresentados em Huang e Schneider (1995). A diferença entre a média da TSM dos últimos 10 anos das simulações spin-up e a climatologia da TSM do COADS ( ) mostra que na simulação CPTEC (Fig. 7a, b) os erros são ligeiramente maiores em relação à simulação ECMWF (Fig. 7c, a). Estes erros são maiores no Pacífico equatorial leste, onde o modelo subestima a TSM em até -2ºC em janeiro. Como a TSM nesta área do Pacífico está associada à ressurgência, os erros nesta região podem ser atribuídos à intensificação dos alísios nos dados simulados pelo modelo atmosférico em relação aos dados da climatologia da reanálise do ECMWF, como mostra a Figura 7a.

8 444 Rosane Rodrigues Chaves Volume 20(3) Figura 6: Média climatológica da TSM (ºC) de janeiro e julho dos últimos 10 anos de integração dos experimentos CPTEC (a, d) e ECMWF (b, e) e dos dados do COADS ( ; c, f). Figura 7: Diferença entre a média da TSM (ºC) dos últimos 10 anos de integração dos experimentos CPTEC (a e c) e ECMWF (b e d) e a média da TSM observada do COADS ( ) para os meses de janeiro e julho.

9 Dezembro 2005 Revista Brasileira de Meteorologia 445 No lado oeste das bacias também se observa diferença acentuada entre o campo simulado e o campo observado de TSM no período de inverno, como na costa leste da Ásia e América do Norte no mês de janeiro (Fig. 7a, c), sendo esta diferença maior no experimento CP- TEC. O mecanismo dominante na geração dos padrões de TSM nas latitudes subtropicais, onde a variabilidade interna da atmosfera tem importância fundamental, é responsável por esta diferença. (Lau, 1997). Como também estas diferenças também podem estar associadas à representação não adequada das forçantes dos fluxos de calor latente e sensível passadas ao modelo oceânico. Desta forma, um modelo oceânico desacoplado irá apresentar dificuldade em simular os padrões de TSM destas regiões (Huang e Schneider, 1995; Dicknson et al., 2000). O modelo subestima a TSM sobre o Pacífico equatorial leste, possivelmente associada à representação não adequada do processo de ressurgência nesta região. A Figura 7 mostra que o modelo subestima a TSM sobre o Atlântico tropical (Fig. 7). Sobre Atlântico Sul tropical os erros sistemáticos são maiores no mês de julho, enquanto sobre o Atlântico Norte tropical estes erros são maiores em janeiro (Fig. 7a, b). Possivelmente, este resultado também está associado com a não representação dos mecanismos da variabilidade interna da atmosfera em um modelo oceânico desacoplado, uma vez que estes erros são maiores no inverno. O modelo subestima a TSM sobre o Golfo da Guiné, principalmente em janeiro. Assim, aparentemente, o modelo não tem uma representação adequada do processo de ressurgência sobre esta região, como também sobre o leste do Pacífico Experimento NCEP As séries temporais da média das anomalias de TSM entre 10ºS e 10ºN para o período de janeiro de 1970 a dezembro de 1999 da simulação NCEP e dos dados do CO- ADS são apresentadas na Figura 8. Na determinação destas anomalias considerou-se a climatologia do período de 1970 a 1999 para ambos conjuntos de dados. O modelo oceânico consegue simular a variabilidade interanual da TSM do Pacífico equatorial. Todos os eventos ENSO de moderado a forte são reproduzidos, como os eventos negativos deste fenômeno em 19972/73, 1982/83, 1987/88 e 1997/98 e os eventos positivos do início da década de 1970 e de 1988/89. Porém, estas anomalias apresentam menor intensidade em relação às anomalias observadas de TSM, principalmente para os eventos de El-Niño. Este resultado pode estar associado com a representação não adequada das outras forçantes, como por exemplo, a radiação de onda curta líquida na superfície do oceano. O modelo também reproduz a direção de propagação das anomalias de TSM para evento de 1982/83, com as anomalias positivas de TSM surgindo no Pacífico equatorial central no início de 1982, deslocando-se a partir de então e alcançando a costa leste desta Bacia no início de 1983 (Fig. 8a). Na Figura 8c,d encontra-se a série temporal da média das anomalias de TSM entre 10ºS e 10ºN para o Atlântico para o período de janeiro de 1970 a dezembro de 1999 da simulação NCEP e dos dados do COADS. Nota-se que a variabilidade das anomalias de TSM nesta região é simulada, contudo não tão bem como no Pacífico equatorial (Fig. 8a, b). A intensidade e extensão das anomalias de TSM sobre o Atlântico equatorial são subestimadas. A menor eficiência do modelo sobre o Atlântico equatorial quando comparado com o Pacífico equatorial pode está associado ao fato dos mecanismos de interação oceano-atmosfera serem mais intensos sobre o Atlântico. Os dois primeiros modos de variabilidade das anomalias de TSM da simulação NCEP e do COADS, determinados através da ACP, encontram-se na Figura 9. O modelo é capaz de reproduzir os dois principais modos de variabilidade das anomalias de TSM, com melhor resultado sobre o oceano Pacífico, uma vez que este oceano apresenta maior variabilidade das anomalias de TSM em relação aos demais oceanos. Nos dois primeiros modos, o padrão ENSO é reproduzido. As anomalias de TSM apresentam o mesmo sinal na porção central e leste da região tropical desta bacia e anomalias de sinal inverso no lado oeste, noroeste e sudoeste do Pacífico. As séries temporais associadas a estes modos (Fig. 9a, g, d, h), também mostram que estes padrões apresentam o mesmo padrão de variabilidade, verificando-se o mesmo comportamento nas duas séries temporais nos dois conjuntos de dados. Sobre o Atlântico, como mencionado anteriormente, o modelo mostra menor eficiência e os padrões não são bem reproduzidos. O RMSE dos dados de TSM (Fig.10a) e de anomalia de TSM (Fig. 10b) dos dados do COADS e do experimento NCEP para o período de 1970 a 1999 é determinado através da Equação 1. O campo do RMSE entre as anomalias de TSM da simulação NCEP e do COADS (Fig.10b), indica que as anomalias simuladas apresentam boa performance. A maior diferença entre os dois conjuntos de dados ocorre na região equatorial do Pacífico leste, com diferenças entre 1,0 e 1,5ºC. Sobre quase todo o Atlântico, as diferenças entre as anomalias de TSM simuladas e observadas são menores de 0,5ºC. O RMSE para os dados de TSM simulados e observados (Fig. 10a), também apresenta valores altos na região equatorial do Pacífico Leste. Nesta área a diferença entre os dados simulados e observados estão em torno de 1,0 a 2,0ºC. Na região subtropical de ambos hemisférios também se observa diferença acentuada entre os dados observados e simulados, indicando pobre desempenho do modelo nesta região.

10 446 Rosane Rodrigues Chaves Volume 20(3) Figura 8: Série temporal da média das anomalias de TSM (ºC) entre 10ºS e 10ºN da simulação NCEP (a) e dos dados observados do COADS (b) para o período de janeiro de 1970 a dezembro de Figuras a e b refere-se a todo o globo e figuras c e d refere-se ao Atlântico. Tons de cinza representam os valores de anomalias de TSM acima de 0,5.

11 Dezembro 2005 Revista Brasileira de Meteorologia 447 Figura 9: Padrão espacial e séries temporais dos dois primeiros autovetores das anomalias não normalizadas da TSM entre 40ºS e 40ºN para os dados de TSM do experimento NCEP (a, b, c, d) e do COADS (e, f, g, h) para o período de 1979 a Tom de cinza representa valores com nível de significância estatística acima de 95% segundo o t-student s.

12 448 Rosane Rodrigues Chaves Volume 20(3) Figura 10: A raiz quadrada do erro quadrático médio (RMSE; ºC) da TSM (a) e da anomalia de TSM (b) entre os dados do experimento NCEP e do COADS para o período de 1970 a Figura 11: Média e anomalia da TSM (ºC) para a simulação OCTR (a, c) e do COADS (b, d) para o período de 11/2000 a 02/2001.

13 Dezembro 2005 Revista Brasileira de Meteorologia Experimento OCTR A Figura 11a,b apresenta a média da TSM para a simulação OCTR e para os dados do COADS no período de 11/2000 a 02/2001. A diferença entre os dados de TSM da simulação OCTR e observados é similar à verificada nos experimentos anteriores, com aquecimento no lado oeste do Pacífico equatorial e resfriamento na porção sudeste desta bacia. A diferença entre a média de TSM da simulação OCTR e a média de novembro a fevereiro dos últimos dez anos da simulação CPTEC (Fig.11c), para o período mencionado acima mostra que o modelo consegue simular o episódio de La-Niña de 2000/2001 (Fig. 11d). Porém, comparando esta Figura 11 com a Figura 1, nota-se que as anomalias de TSM sobre o Pacífico central apresentam-se mais intensas em relação aos dados do NCEP. Este experimento também consegue simular os padrões de TSM sobre o Atlântico, como a língua de água quente do Atlântico Sul e a orientação noroeste-sudeste das isotermas sobre o Atlântico Norte. 4. CONCLUSÕES A habilidade dos modelos numéricos em simular o clima é essencial para que estes possam ser empregados em testes de hipóteses, como por exemplo, com relação à TSM. Aqui a resposta do modelo oceânico MOM ao campo de tensão de cisalhamento do vento produzido pelo modelo atmosférico do CPTEC/COLA e dados de reanálise do NCEP/NCAR e ECMWF é avaliada. O modelo oceânico reproduz os padrões de TSM sobre os oceanos Pacífico e Atlântico, assim como o seu ciclo anual, com TSM mais altas em julho no Hemisfério Norte e em janeiro no Hemisfério Sul. Ao longo da região equatorial leste e sudeste do Pacífico, a TSM é subestimada pelo modelo oceânico. Esta é uma característica em comum dos modelos oceânicos. No lado oeste das Bacias oceânicas observa-se diferença acentuada entre o campo simulado e o campo observado de TSM no período de inverno. Esta diferença pode ser atribuída ao mecanismo dominante na geração dos padrões de TSM nas latitudes subtropicais, onde a variabilidade interna da atmosfera tem importância fundamental. Esta diferença também pode estar associada à representação não adequada dos fluxos de calor latente e sensível no modelo oceânico. O modelo subestima a TSM sobre o Atlântico tropical e nesta região os erros sistemáticos são maiores em janeiro. O modelo também consegue reproduzir a direção de propagação das anomalias de TSM para evento de 1982/83, com as anomalias positivas de TSM surgindo no Pacífico equatorial central no início de 1982, deslocando-se a partir de então e alcançando a costa leste desta Bacia no início de O melhoramento dos modelos oceânicos nos últimos anos é indiscutível, contudo estes ainda têm limitações em representar a estrutura do oceano. Estas limitações estão associadas à representação da dinâmica do modelo e erros nos campos usados para forçar os modelos. Contudo, como o modelo oceânico aqui empregado mostra-se capaz de simular os padrões, o ciclo anual da TSM, a variabilidade interanual das anomalias de TSM sobre o Pacifico tropical e apresenta boa performance no Atlântico este pode ser usado como uma ferramenta de diagnósticos ou na verificação de hipóteses envolvendo a TSM. 5. AGRADECIMENTOS A autora agradece ao Dr. Prakky Satyamurty pelas sugestões. Este trabalho é parte da Tese de Doutorado da autora defendida no INPE em agosto de 2003, financiada pelo CNPq. 6. REFERÊNCIAS BIBLIOGRÁFICAS ANTHES, R. A. A Cumulus Parameterization Scheme Utilizing a One-Dimensional Cloud Model. Mon. Wea. Rev., v. 105, p , ARAKAWA, A.; SCHUBERT, W. H. Interaction of a Cumulus Cloud Ensemble with the Large-Scale Environment, Part I. J. Atmos. Sci., v. 31, p , CAVALCANTI, I. F. A.; MARENGO, J. A.; SATYAMURTY, P.; NOBRE, C. A; TROSNIKOV, I.; BONATTI, J. P.; MAN- ZI, A. O.; TARASOVA, T.; D ALMEIDA, C.; SAMPAIO, G.; PEZZI, L. P; CASTRO, C. C.; SANCHES, M.; CAMARGO, H. Global climatological features in a simulation using CP- TEC/COLA AGCM. J. Clim., v. 15, p , DICKISON, R. E. How coupling of the atmosphere to ocean and land helps detrmine the timescale of interannual variability of climate. J. Geophys. Res., v. 105, p , GATES, W. L. AMIP: The Atmospheric Model Intercomparison Project. Bull. Amer Meteor. Soc., v. 73, p , HUANG, B.; SCHNEIDER, E. K. The response of an ocean general circulation model to surface wind stress produced by an atmospheric general circulation model. Mon. Wea. Rev., v. 123, p , HURREL, J. W.; HACK, J. J.; BOVILLE, B. A.; WILLIAN- SON, D. L.; KIEHL, J. T. The dynamical simulation of the NCAR Community Climate Model Version 3 (CCM3). J. Clim., v.11, p , KALNAY, E.; KANAMITSU, M.; KISTLER, R; COLLINS, W.; DEAVEN, D; GANDIN, L.; IREDELL, M.; SAHA, S.; WHITE, G.; WOOLEN, J.; ZHU, Y.; CHELLIAN, M.; EBISUZAKI, W.; HIGGINS, W.; JANOWIAK, J.; MO, K. C.; ROPELEWSKI, C.; WANG, J.; LEETMAA, A.; REY- NOLDS, R.; JENNE, R.; JOSEPH, D. The NCEP/NCAR 40-year Reanalysis project. Bull. Amer. Meteor. Soc., v. 77, p , 1996.

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