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Universidade de S˜ao Paulo
Instituto de Astronomia, Geof´ısica e Ciˆencias Atmosf´ericas
Departamento de Ciˆencias Atmosf´ericas
Tatiana Jorgetti
A Zona de Convergˆencia do Atlˆantico Sul e
os Processos Oceˆanicos do Atlˆantico e do
Pac´ıfico
S˜ao Paulo
2008
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Tatiana Jorgetti
A Zona de Convergˆencia do Atlˆantico Sul e
os Processos Oceˆanicos do Atlˆantico e do
Pac´ıfico
Tese apresenta da ao Departamento de Ciˆencias Atmosf´ericas
do Instituto de Astronomia, Geof´ısica e Ciˆencias Atmosf´ericas
da Universidade de S˜ao Paulo como parte dos requisitos
para a obten¸c˜ao do t´ıtulo de Doutor em Ciˆencias.
´
Area de Concentra¸c˜ao: Meteorologia
Orientador: Prof. Dr. Pedro Leite da Silva Dias
S˜ao Paulo
2008
`
A minha fam´ılia, em especial `a minha m˜ae, a quem devo tudo o que conquistei.
ii
Agradecimentos
Ao Prof. Pedro Leite da Silva Dias, pela oportunidade e pelo contagiante entusiasmo
pela ciˆencia, pela confian¸ca e pelas impo rt antes discuss˜oes e sugest˜oes ao longo do trabalho.
`
A minha fam´ılia, em especial minha m˜ae Maria Clara e meu companheiro Guilherme,
pelo apoio e incentivo em todos os momentos, pela confian¸ca que sempre depositaram em
mim e pela paciˆencia e carinho ao longo dessa jornada.
Ao Prof. Edmilson Freias pelo fundamental aux´ılio na implementa¸c˜ao do modelo
num´erico e pela ajuda e incentivo nos momentos dif´ıceis do desenvolvimento deste t ra-
balho.
`
A Ana Cristina Palmeira pelas id´eias e aux´ılio na implementa¸c˜ao do modelo num´erico.
`
A Aline Anderson de Castro, And r´ea Cardoso, Am´erica Espinosa, Ana Elizabethe da
Silva, Bruno Biazeto, Carlos Raupp, Lucyara Perei ra, Jos´e Antonio Arav´e quia, Marcos
Longo, Marcelo Pinheiro, Meiry Sayuri Sakamoto, Pedro Pais Lopes, Pryscilla Paiva, Ra-
chel Albrecht, Renato De Felicis Moraes, Rodrigo Gevaerd , Ronaldo Palme ira, Taciana
Toledo pela amizade e aux´ılio em diversos momentos.
Ao Laborat´orio Master pela infra-estrutura utilizada e `a toda sua equipe pela ajuda
em diversos momentos.
Aos profess ores e funcion ´arios do IAG.
`
A FAPESP (projeto n
o
: 04/07953-4) e `a CAPES, pelo apoio financeiro.
Ao Dr Paulo Nobre pela contribui¸c˜ao na fase inicial deste doutorado e ao C PT EC/INPE
pela infra-estrutura durante alguns meses do desenvolvimento deste trabalho.
`
A empresa ASA South America pelo apoio e oportunidade concedida no final desde
doutorado.
iv
Resumo
Este trabalho analisou o efeito da intera¸c˜ao oceano-atmosfera na forma¸c˜ao e dinˆamica
da Zona de Convergˆencia do Atlˆantico Sul (ZCAS) atrav´es do estudo dos processos dinˆamicos
associados `a intera¸c˜ao com fontes de calor localizadas nos Oceanos Atlˆantico e Pac´ıfico..
A rela¸c˜ao entre a precipita¸c˜ao na ZCAS e o Oceano Pac´ıfico apresenta um dipolo de
anomalias da convec¸c˜ao sobre a Am´erica do Sul, em que a fase da ZCAS em sua posi¸c˜ao
mais ao norte aparece associada `a anomalias frias de temperatura da superf´ıcie do mar
(TSM) no Pac´ıfico equatorial leste e anomalias quentes no Pac´ıfico tr opical oeste. A prin-
cipal rela¸c˜ao da ZCAS com o Oceano Pac´ıfico ocorre devido a teleconex˜oes, principalmente
em escalas intrasazonais, j´a verificada em outros estudos.
A variabilidade acoplada entre a ZCAS e o Oceano Atlˆantico Sul indica que nos casos
de ZCAS posicionadas mais ao norte s˜ao observada s anomalias de oeste na circula¸c˜ao tro-
pical continental de baixos n´ıveis, consistent es com a fase ativa do Sistema de Mon¸c˜ao da
Am´erica do Sul (SMAS). Nestes casos, anomalias frias na regi˜ao subtro pical do Oceano
Atlˆantico provocam um aumento do gradiente de temperatura continente-oceano, que fa-
vorece um escoamento de leste nesta regi˜ao e bloqueia a ZCAS mais ao norte. Anomalias
de leste na regi˜ao tropical continental foram observadas na circula¸c˜ao de baixos n´ıveis nos
casos de posicionadas mais ao sul, consistentes com a fase de interrup¸c˜ao do regime at ivo
do SMAS. Os padr˜oes de a nomalias de TSM indicam anomalias frias na regi˜ao t ropical e
quentes da regi˜a o subtropical, que n˜ao favorecem o desenvolvimento de um fluxo de leste
em baixos n´ıveis sobre o Atlˆantico tropical oeste. Nestes casos podem ocorrer duas si-
tua¸c˜oes, o fortalecimento do Jato de Baixos N´ıveis (JBN), que predomina sobre o leste da
Am´erica do Sul subtropical e converge com a Alta Subtropical do Atlˆantico Sul (ASAS)
em uma posi¸c˜ao mais ao sul; ou a instabiliza¸c˜ao da at mosfera causada pelas anomalias
vi
quentes oceˆanicas (neste caso o JBN pode ser mais fraco do que a climatologia).
Com o objetivo de buscar uma melhor compreens˜ao da rela¸c˜ao entre a ZCAS e o Oce-
ano Atlˆantico, foram realizadas simula¸c˜oes para alguns casos de ZCAS com um modelo de
camada de mistura oceˆanica (MCMO) acoplado ao modelo regional atmosf´erico BRAMS.
Na maioria dos casos, independente do posicionamento da ZCAS, verificou-se um aqueci-
mento da TSM na costa da Argentina e Uruguai e um resfriamento sob a ZCAS, devido
ao aumento de nebulosidade. A aplica¸c˜ao da t´ecnica de separa¸c˜ao de f atores indicou que
utiliza¸c˜ao de uma TSM realista ´e um fator muito importante para uma boa representa¸c˜ao
da ZCAS, pois essa atua no sentido de aumentar o transporte de umidade e a precipita¸c˜ao
sobre a ZCAS, que s˜ao normalmente sub estimados pelo modelo.
Os resultados obtidos ressaltam a importˆancia das anomalias de TSM no transpo r te de
umidade que origina e sustenta a ZCAS, inclusive sobre a regi˜ao continental. As anomalias
existentes no Atlˆantico tropical e subtropical influenciam principalmente o transporte de
umidade associado `a ASAS e ao JBN, desempenhando um papel fundamental no posicio-
namento e intensidade da ZCAS.
Abstract
This work explores the ocean-atmosphere effect in the formation and dynamics of the
South Atlantic Convergence Zone (SACZ), tro ugh the study of dynamic process that might
be involved in this interaction with heat sources localized in the Atlantic and Pa cific Ocean.
The relation between the SACZ precipitation and the Pacific Ocean SST anomalies
indicate a dipole of anomalous convection over South America, where the SACZ phase
in its northern position is associated with cold sea surface temperature (SST) anomalies
at the East Equatorial Pacific, and warm anomalies at the West Tropical Pacific. The
SACZ main relationship with the Pacific Ocean SST anomalies are due to atmospheric
teleconnections, mainly in the intrasazonal scales, already detected in other works.
The coupled var ia bility between SCAZ and the South Atlantic Ocean indicates that in
northern p ositioned SACZ cases, westerly anomalies are verified in the low level continental
tropical circulation, consistent with the active phase of the South America Monsoon System
(SAMS). In these cases, cold anomalies in the subtropical Atlantic Ocean cause an increase
in the continent-ocean temperature gradient, favoring easterly flow in this region, and
blocking the SACZ at a northerly position. Easterly anomalies in the tropical continent
were verified in the low level circulation in southern positioned cases, consistent with the
SAMS break phase. The SST anomaly patterns indicate cold anomalies in the tropics and
warm ano malies in the subtropics, that do not favor t he development o f an easterly flow
at low levels over west tropical Atlantic. In these cases, two situations may occur: the
strengthening of the Low Level Jet (LLJ), which prevails in the eastern subtropical South
America and convergence with the South Atlantic Subtropical High (SASH) a t its southern
position; or the atmospheric instabilization caused by ocean warm SST anomalies (in this
case the LLJ may be weaker than climatological value).
viii
With the goal o f obtaining a better understanding of the relationship between the SACZ
and t he Atlantic Ocean, simulations with a mixed layer ocean model (MLOM) coupled with
the regional atmospheric model BRAMS were conducted fo r some SACZ cases. In most
cases, independently of the SACZ position, a SST warming in the coast of Argentina and
Uruguay and a cooling under the SACZ were verified due to the cloudiness. A factor
separation analysis indicated that a realistic SST is a very important for a realistic SACZ
representation, because the SST positive anomaly increases the moisture transpo rt to and
the precipitation in the SACZ, which are usually underestimated by the model.
The results emphasize the importance of SST anomalies for moisture tr anspo r t, which
originates and maintains the SACZ, including its continental portion. The tropical and
subtropical Atlantic anomalies influence mainly the moisture transport associated with the
SASH and the LLJ, performing a fundamental control in the position and intensity of the
SACZ.
Lista de Abreviaturas
ASAS Alta Subtropical do Atlˆantico Sul
CMO Camada de Mistura Oceˆanica
DVS Decomposi¸c˜ao em Valores Singulares
ENOS El Ni˜no/Oscila¸c˜ao Sul
GPCP Global Precipitation Climatology Project
JBN Jato de Baixos N´ıveis
JST Jato Subtropical
MCMO Modelo de Camada de Mistura Oceˆanica
MGCA Modelo de Circula¸c˜ao Geral Atmosf´erico
MGCO Modelo de Circula¸c˜a o Geral Oceˆanico
NCEP National C e nters for Environmental Prediction
NOAA National Oceanic and Atmospheric Administration
OISST Optimum Interpolation Sea Surface Temperature
OMJ Oscila¸c˜ao de Madden-Julian
PNM Press˜ao de Superf´ıcie ao N´ıvel do Mar
PSA Pacific-South America
ROLE Radia¸c˜ao de Onda Longa Emergente
SMAS Sistema de Mon¸c˜ao da Am´erica do Sul
x
TSM Temperatura da Superf´ıcie do Mar.
ZCAS Zona de Convergˆencia do Atlˆantico Sul
ZCASN Segundo mo do da va ria bilidade acoplada entre anomalias de ROLE sobre
a Am´erica do Sul e anomalias de TSM do Oceano Atlˆantico
ZCASS Terceiro modo da variabilidade acoplada entre anomalias de ROLE sobre
a Am´erica do Sul e anomalias de TSM do Oceano Atlˆantico
ZCIT Zona de Convergˆencia Intertropical
ZCPS Zona de Convergˆencia do Pac´ıfico Sul
ZCST Zonas de Convergˆencia Subtropicais
Lista de Figuras
2.1 Campos homogˆeneos do primeiro modo da DVS aplicada `as anomalias de
ROLE (a) e TSM (c). As regi˜oes coloridas s˜ao estatisticamente significa-
tivas, pelo teste t-Student, ao n´ıvel de significˆa ncia de 5%. Tamb´em s˜ao
apresenta da s as s´eries temporais deste modo (b). . . . . . . . . . . . . . . . 17
2.2 Idem Figura 2.1, mas par a o segundo modo . . . . . . . . . . . . . . . . . . 18
2.3 Idem Figura 2.1, mas par a o terceiro modo . . . . . . . . . . . . . . . . . . 19
2.4 Composi¸c˜ao dos eventos positivos (a, c, e) e negativos (b, d, f ) do ter-
ceiro modo da DVS. Os gr´aficos superiores apresentam os campos de ROLE
(W m
−2
) e anomalia do fluxo de umidade integrado verticalmente ( 10 g
cm
−1
s
−1
), o s gr´aficos do meio apresentam os campos de anomalia de press˜ao
(hP a) e do vento em 850 hPa (m s
−1
), e os g r ´aficos inferiores apresentam
as anomalias da velocidade vertical ω (P a s
−1
) e do vento em 200 hPa (m
s
−1
). . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 21
2.5 Composi¸c˜ao de anomalia de TSM (
◦
C) para os eventos positivos (a, c, e,
g) e negativos (b, d, f, h) do terceiro modo da DVS. De cima para baixo
os gr´aficos representam anomalias para trˆes, duas e uma semana antes do
evento e para a semana em que ocorre o evento. . . . . . . . . . . . . . . . 23
2.6 Composi¸c˜ao de anomalia de ROLE (W m
−2
) e de fun¸c˜ao corrente em 20 0 hPa
(contornos representam intervalos de 3 × 10
−6
m
2
s
−1
, com linhas cont´ınuas
para valores positivos e tra cejadas para valores negativos) para os eventos
positivos (a, c, e, g) e negativos (b, d, f, h) do terceiro modo da DVS. De
cima para baixo os gr´aficos representam anomalias para trˆes, duas e uma
semana antes do evento e para a semana em que ocorre o evento. . . . . . 25
xii Lista de Figuras
3.1 Campos homogˆeneos do primeiro modo da DVS aplicada `as anomalias ROLE
(a, d, g) e TSM (c, f, i) para os trˆes casos de defasagem de TSM. As regi˜oes
coloridas s˜ao estatisticamente significativas, pelo teste t-Student, ao n´ıvel de
significˆancia de 5%. No centro s˜ao apresentadas as s´eries temporais destes
modos (b, e, h). . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 34
3.2 Idem Figura 3.1, mas para o segundo modo. . . . . . . . . . . . . . . . . . 36
3.3 Idem Figura 3.1, mas para o terceiro modo. . . . . . . . . . . . . . . . . . 37
3.4 Composi¸c˜ao dos eventos ZCASN ativa (a, b , c) e inativa (d, e, f ). Os
gr´aficos da direita apresentam os campo s de ROLE (W m
−2
) e anomalia
do fluxo de umidade integrado verticalmente (10 g cm
−1
s
−1
), os g r ´aficos
do centro apresentam os campos de anomalia de press˜ao (hP a) e do vento
em 850 hPa (m s
−1
) e os gr´aficos da esquerda apresentam as anomalias da
velocidade vertical ω (P a s
−1
) e do vento em 200 hPa (m s
−1
). . . . . . . . 39
3.5 Composi¸c˜ao das anomalias de TSM (
◦
C) para eventos de ZCASN ativa (a,
b, c) e inativa (d, e, f ). S˜ao apresentados os campos compostos da semana
anterior aos eventos (esquerda), da semana dos eventos (cent ro) e da semana
posterior aos eventos (direita). . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 41
3.6 Composi¸c˜ao dos eventos ZCASS ativa (a, b, c) e inativa (d, e, f ). Os
gr´aficos da direita apresentam os campo s de ROLE (W m
−2
) e anomalia
do fluxo de umidade integrado verticalmente (10 g cm
−1
s
−1
), os g r ´aficos
do centro apresentam os campos de anomalia de press˜ao (hP a) e do vento
em 850 hPa (m s
−1
) e os gr´aficos da esquerda apresentam as anomalias da
velocidade vertical ω (P a s
−1
) e do vento em 200 hPa (m s
−1
). . . . . . . . 43
3.7 Composi¸c˜ao das anomalias de TSM (
◦
C) para eventos de ZCASS ativa (a,
b, c) e inativa (d, e, f ). S˜ao apresentados os campos compostos da semana
anterior aos eventos (esquerda), da semana dos eventos (cent ro) e da semana
posterior aos eventos (direita). . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 44
4.1 Diferen¸ca entre a TSM m´edia semanal simulada e a TSM semanal observada
(OISST) da primeira (a), segunda (b), terceira (c) e quarta (d) semana da
simula¸c˜ao de dezembro de 2005. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 66
Lista de Figuras xiii
4.2 Diferen¸ca entre a TSM m´edia semanal simulada e a TSM semanal observada
(OISST) da primeira (a), segunda (b), terceira (c) e quarta (d) semana da
simula¸c˜ao de janeiro de 2006 . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 67
4.3 Diferen¸ca entre a TSM m´edia semanal simulada e a TSM semanal observada
(OISST) da primeira (a), segunda (b), terceira (c) e quarta (d) semana da
simula¸c˜ao de fevereiro de 2006. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 68
4.4 Evolu¸c˜ao semanal da TSM observada (a, c, e, g) e simulada (b, d, f, h) para
dezembro de 2005. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 70
4.5 Evolu¸c˜ao semanal da TSM observada (a, c, e, g) e simulada (b, d, f, h) para
janeiro de 2006. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 71
4.6 Evolu¸c˜ao semanal da TSM observada (a, c, e, g) e simulada (b, d, f, h) para
fevereiro de 2006. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 72
5.1 Dom´ınio das grades utilizadas para os casos de ZCAS posicionados a norte
(a) e a sul(b) nas simula¸c˜oes com o modelo BRAMS. . . . . . . . . . . . . 75
5.2 Anomalias das TSM’s utilizadas para a inicializa¸c˜ao dos experimentos num´ericos
dos casos de ZCASN ativa (a), ZCASN inativa (b), ZCASS a t iva (c), ZCASS
inativa (d). . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 76
5.3 Precipita¸c˜ao acumulada semanal (mm) e m´edias semanais do fluxo de umi-
dade integrado verticalmente (10 g cm
−1
s
−1
) para as observa¸c˜oes (a, b, c),
para a simula¸c˜ao CMO (d, e, f) e a diferen¸ca entre as simula¸c˜oes CMO e
CTR (g, h, i) para o caso de ZCASN ativa. . . . . . . . . . . . . . . . . . . 80
5.4 M´edias semanais do vento em 1000 hPa e evolu¸c˜ao semanal da TSM para
as observa¸c˜oes (a, b, c), para a simula¸c˜ao CMO (d, e, f) e a diferen¸ca entre
as simula¸c˜oes CMO e CTR (g, h, i) para o caso de ZCASN ativa. . . . . . 82
5.5 Erro m´edio (a) e raiz do erro m´edio quadr´atico (b) da precipita¸c˜ao acumu-
lada di´aria na simula¸c˜ao CMO para o caso de ZCASN ativa. . . . . . . . . 83
5.6
´
Areas selecionadas para an´alise dos fluxos de calor sens´ıvel e latente (a) e
pontos selecionados para an´alise da evolu¸c˜ao da TSM (b) para o caso de
ZCASN ativa. A escala sombreada representa a precipita¸c˜ao na semana do
evento. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 83
xiv Lista de Figuras
5.7 Evolu¸c˜ao temporal da radia¸c˜ao de onda curta (OC), do fluxo de calor
sens´ıvel (H) e do fluxo de calor latente (LE) sobre as regi˜oes especifica-
das na Figura 5.6a para a simula¸c˜ao CMO (a, c) e a diferen¸ca entre CMO
e CTR (b, d). Caso de ZCASN ativa e unidades W m
−2
. . . . . . . . . . . 84
5.8 Evolu¸c˜ao da TSM, da profundidade da camada de mistura (h), da velocidade
de arrasto (u
∗
) e do fluxo de calor em superf´ıcie (sflx) para os pontos da
Figura 5.6b no caso 1 de ZCASN ativa. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 86
5.9 Precipita¸c˜ao acumulada semanal (mm) e m´edias semanais do fluxo de umi-
dade integrado verticalmente (10 g cm
−1
s
−1
) para as observa¸c˜oes (a, b, c),
para a simula¸c˜ao CMO (d, e, f) e a diferen¸ca entre as simula¸c˜oes CMO e
CTR (g, h, i) para o caso de ZCASN inativa. . . . . . . . . . . . . . . . . . 88
5.10 M´edias semanais do vento em 1000 hPa e evolu¸c˜ao semanal da TSM para
as o bserva¸c˜oes (a, b, c), para a simula¸c˜ao CMO (d, e, f) e a diferen¸ca entre
as simula¸c˜oes CMO e CTR (g, h, i) para o caso de ZCASN inativa. . . . . 90
5.11 Erro m´edio (a ) e ra iz do erro m´edio quadr´atico (b) da precipita¸c˜ao acumu-
lada di´aria na simula¸c˜ao CMO para o caso de ZCASN inativa. . . . . . . . 91
5.12
´
Areas selecionadas para an´alise dos fluxos de calor sens´ıvel e latente (a) e
pontos selecionados para an´alise da evolu¸c˜ao da TSM (b) para o caso de
ZCASN inativa. A escala sombreada representa a precipita¸c˜ao na semana
do evento. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 91
5.13 Evolu¸c˜ao temporal da ra dia¸c˜ao de onda curta (OC), do fluxo de calor
sens´ıvel (H) e do fluxo de calor latente (LE) sobre as regi˜oes especifica-
das na Figura 5.12a para a simula¸c˜ao CMO (a, c) e a diferen¸ca entre CMO
e CTR (b, d). Caso de ZCASN inativa e unidades W m
−2
. . . . . . . . . . 92
5.14 Evolu¸c˜ao da TSM, da profundidade da camada de mistura (h), da velocidade
de arrasto (u
∗
) e do fluxo de calor em superf´ıcie (sflx) para os pontos da
Figura 5.12b no caso de ZCASN inativa. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 93
5.15 Precipita¸c˜ao acumulada semanal (mm) e m´edias semanais do fluxo de umi-
dade integrado verticalmente (10 g cm
−1
s
−1
) para as observa¸c˜oes (a, b, c),
para a simula¸c˜ao CMO (d, e, f) e a diferen¸ca entre as simula¸c˜oes CMO e
CTR (g, h, i) para o caso de ZCASS ativa. . . . . . . . . . . . . . . . . . . 95
Lista de Figuras xv
5.16 M´edias semanais do vento em 1000 hPa e evolu¸c˜ao semanal da TSM para
as observa¸c˜oes (a, b, c), para a simula¸c˜ao CMO (d, e, f) e a diferen¸ca entre
as simula¸c˜oes CMO e CTR (g, h, i) para o caso de ZCASS ativa. . . . . . . 97
5.17 Erro m´edio (a) e raiz do erro m´edio quadr´atico (b) da precipita¸c˜ao acumu-
lada di´aria na simula¸c˜ao CMO para o caso de ZCASS ativa. . . . . . . . . 98
5.18
´
Areas selecionadas para an´alise dos fluxos de calor sens´ıvel e latente (a) e
pontos selecionados para an´alise da evolu¸c˜ao da TSM (b) para o caso de
ZCASS ativa. A escala sombreada representa a precipita¸c˜ao na semana do
evento. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 98
5.19 Evolu¸c˜ao temporal da ra dia¸c˜ao de onda curta (OC), do fluxo de calor
sens´ıvel (H) e do fluxo de calor latente (LE) sobre as regi˜oes especifica-
das na Figura 5.18a para a simula¸c˜ao CMO (a, c) e a diferen¸ca entre CMO
e CTR (b, d). Caso de ZCASS ativa e unidades W m
−2
. . . . . . . . . . . 99
5.20 Evolu¸c˜ao da TSM, da profundidade da camada de mistura (h), da velocidade
de arrasto (u
∗
) e do fluxo de calor em superf´ıcie (sflx) para os pontos da
Figura 5.18b no caso de ZCASS ativa. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 101
5.21 Precipita¸c˜ao acumulada semanal (mm) e m´edias semanais do fluxo de umi-
dade integrado verticalmente (10 g cm
−1
s
−1
) para as observa¸c˜oes (a, b, c),
para a simula¸c˜ao CMO (d, e, f) e a diferen¸ca entre as simula¸c˜oes CMO e
CTR (g, h, i) para o caso de ZCASS inativa. . . . . . . . . . . . . . . . . . 103
5.22 M´edias semanais do vento em 1000 hPa e evolu¸c˜ao semanal da TSM para
as observa¸c˜oes (a, b, c), para a simula¸c˜ao CMO (d, e, f) e a diferen¸ca entre
as simula¸c˜oes CMO e CTR (g, h, i) para o caso de ZCASS inativa. . . . . . 105
5.23 Erro m´edio (a) e raiz do erro m´edio quadr´atico (b) da precipita¸c˜ao acumu-
lada di´aria na simula¸c˜ao CMO para o caso de ZCASS inativa. . . . . . . . 106
5.24
´
Areas selecionadas para an´alise dos fluxos de calor sens´ıvel e latente (a) e
pontos selecionados para an´alise da evolu¸c˜ao da TSM (b) para o caso de
ZCASS inativa. A escala sombreada representa a precipita¸c˜ao na semana
do evento. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 106
xvi Lista de Figuras
5.25 Evolu¸c˜ao temporal da ra dia¸c˜ao de onda curta (OC), do fluxo de calor
sens´ıvel (H) e do fluxo de calor latente (LE) sobre as regi˜oes especifica-
das na Figura 5.24a para a simula¸c˜ao CMO (a, c) e a diferen¸ca entre CMO
e CTR (b, d). Caso de ZCASS inativa e unidades W m
−2
. . . . . . . . . . 107
5.26 Evolu¸c˜ao da TSM, da profundidade da camada de mistura (h), da velocidade
de arrasto (u
∗
) e do fluxo de calor em superf´ıcie (sflx) para os pontos da
Figura 5.24b no caso de ZCASS inativa. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 108
5.27 Efeitos principais da inicializa¸c˜ao com a TSM semanal, da atualiza¸c˜ao da
TSM com o MCMO e da intera¸c˜ao entre estes dois parˆametros no campo de
precipita¸c˜ao para o caso de ZCASN ativa (a, b, c) e para o caso de ZCASN
inativa (d, e, f). . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 110
5.28 Efeitos principais da inicializa¸c˜ao com a TSM semanal, da atualiza¸c˜ao da
TSM com o MCMO e da intera¸c˜ao entre estes dois parˆametros no fluxo de
umidade para o caso de ZCASN ativa (a, b, c) e para o caso de ZCASN
inativa (d, e, f). . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 111
5.29 Efeitos principais da inicializa¸c˜ao com a TSM semanal, da atualiza¸c˜ao da
TSM com o MCMO e da intera¸c˜ao entre estes dois parˆametros no campo de
precipita¸c˜ao para o caso de ZCASS ativa (a, b, c) e para o caso de ZCASS
inativa (d, e, f). . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 112
5.30 Efeitos principais da inicializa¸c˜ao com a TSM semanal, da atualiza¸c˜ao da
TSM com o MCMO e da intera¸c˜ao entre estes dois parˆametros no fluxo de
umidade para o caso de ZCASS ativa (a, b, c) e para o caso de ZCASS
inativa (d, e, f). . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 113
C.1 Efeitos principais da TSM defasada no Oceano Atlˆantico subtropical (a, b,
c), da TSM defasada no Oceano Pac´ıfico subtropical (d, e, f) e da intera¸c˜ao
entre esses efeitos (g, h, i) sobre a precipita¸c˜ao prevista para 12/2004,
01/2005 e 02/2005. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 148
Lista de Tabelas
3.1 FCQ (%) dos trˆes primeiros modos acoplados entre anomalias de ROLE
sobre a Am´erica do Sul e anomalias de TSM do Oceano Atlˆantico. . . . . . 33
4.1 Principais Caracter´ısticas das simula¸c˜oes num´ericas realizadas para a va-
lida¸c˜ao do acoplamento entre o BRAMS e o MCMO. . . . . . . . . . . . . 65
5.1 Principais Caracter´ısticas das simula¸c˜oes num´ericas. . . . . . . . . . . . . . 74
5.2 Eventos selecionados para as simula¸c˜oes num´ericas. . . . . . . . . . . . . . 75
5.3 Ensaios realizados para verificar o efeito da inicializa¸c˜ao e atualiza¸c˜ao da
TSM do Oceano Atlˆantico nos campos previstos sobre Am´erica do Sul. . . 78
C.1 Ensaios realizados com o Modelo Global Atmosf´erico CPTEC/COLA. . . . 146
xviii Lista de Tabelas
Sum´ario
1. Introdu¸c˜ao . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 1
1.1 Motiva¸c˜ao . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 1
1.2 Sistema de Mon¸c˜ao da Am´erica do Sul . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 2
1.3 Zona de Convergˆencia do Atlˆantico Sul e a Convec¸c˜ao . . . . . . . . . . . . 5
1.4 Objetivos . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 9
2. Influˆencia Remota do Oceano Pac´ıfico sobre a ZCAS . . . . . . . . . . . . . . . 11
2.1 Revis˜ao Bibliogr´afica . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 11
2.2 Decomposi¸c˜ao em Valores Singulares . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 16
2.3 Composi¸c˜oes de epis´odios ZCAS . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 20
2.4 Conclus˜oes . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 26
3. Influˆencia Local do Oceano Atlˆantico sobre a ZCAS . . . . . . . . . . . . . . . . 29
3.1 Revis˜ao Bibliogr´afica . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 29
3.2 Decomposi¸c˜ao em Valores Singulares . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 32
3.3 Composi¸c˜oes . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 38
3.4 Conclus˜oes . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 45
4. Modelo Num´erico . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 47
4.1 Motiva¸c˜ao . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 47
4.2 Camada de Mistura Oceˆanica . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 48
4.3 Descri¸c˜ao do Modelo . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 51
4.3.1 Modelo Atmosf´erico . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 51
xx Sum´ario
4.3.2 Modelo de Camada de Mistura Oceˆanica . . . . . . . . . . . . . . . 55
4.3.3 Implementa¸c˜ao Num´erica . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 62
4.3.4 Valida¸c˜ao do Acoplamento entre o BRAMS e o Modelo de Camada
de Mistura Oceˆanica . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 64
5. Simula¸c˜oes Num´ericas . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 73
5.1 Descri¸c˜ao das Simula¸c˜oes . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 73
5.2 ZCASN Ativa . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 79
5.3 ZCASN Inativa . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 87
5.4 ZCASS Ativa . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 94
5.5 ZCASS Inativa . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 102
5.6 Separa¸c˜ao de Fatores . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 110
5.7 Conclus˜oes . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 114
6. Conclus˜oes . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 117
6.1 Sugest˜oes para Trabalhos Futuros . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 122
Referˆencias . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 123
Apˆendice 137
A. Decomposi¸c˜ao em Valores Singulares . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 139
B. M´etodo de Separa¸c˜ao de Fatores . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 141
C. Experimento com o Modelo Global Atmosf´erico CPTEC/COLA . . . . . . . . . 145
D. R AMSIN . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 149
Cap´ıtulo 1
Introdu¸c˜ao
1.1 Motiva¸c˜ao
A Zona de Convergˆencia do Atlˆantico Sul (ZCAS) ´e o sistema atmosf´erico de ver˜ao
dominante na Am´erica do Sul subtropical e parte oeste do Oceano Atlˆantico Sul, e pode
ser definida como uma banda de convec¸c˜a o ativa com altas taxas de precipita¸c˜a o em
uma linha com orienta¸c˜ao noroeste-sudeste. Este sistema estende-se da r egi˜a o convectiva
da Amazˆonia a regi˜ao sudeste da Am´erica do Sul e Oceano Atlˆantico extratropical. A
ZCAS ganhou alto destaque por ser um eficiente sistema meteorol´ogico produtor de chuvas
intensas e devido `a complexidade de sua estrutura e a polˆemica em torno dos mecanismos
de sua forma¸c˜ao, manuten¸c˜ao e destrui¸c˜ao.
Diversos estudos mostram a importˆancia do papel da ZCAS na transferˆencia de calor,
momento e umidade dos tr´opicos para outras regi˜oes (Kodama 1 992, 1993; Grimm e Silva
Dias, 1995, Gandu e Silva Dias, 1998). A ZCAS influencia as atividades econˆomicas, vol-
tadas `a agricultura e ind´ustria, e as atividades relacionadas aos recursos h´ıdricos, como
abastecimento de ´agua e energia el´etrica, em fun¸c˜ao do controle que exerce sobre a dis-
tribui¸c˜ao espacial e temporal da precipita¸c˜ao. Ainda de interesse direto `a popula¸c˜ao, a
ZCAS pode ocasionar eventos de enchentes, que causam grandes problemas (Carvalho et
al., 2002).
Portanto, ´e importante entender o funcionamento da ZCAS e prevˆe-la em diversas
escalas temporais. Os modelos num´ericos s˜ao ainda, em geral, incapazes de representar a
estrutura detalhada da ZCAS. Como exemplo, diversos modelos globais apresenta m uma
precipita¸c˜ao exageradamente alta na regi˜ao da ZCAS no per´ıodo de ver˜ao do Hemisf´erio Sul
2 Cap´ıtulo 1. Introdu¸c˜ao
e precipita¸c˜oes baixas na Amazˆonia e o sul do Brasil (Stern e Miyakoda, 1995; Hurrell et
al., 1998; Cavalcanti et al., 2002; Jorgetti, 2004). Ent˜ao, do ponto de vista da modelagem,
´e importante identificar a orig em dos problemas que dificultam uma boa representa¸c˜ao da
ZCAS.
1.2 Sistema de Mon¸c˜ao da Am´erica do Sul
Um sistema de mon¸c˜ao ´e caracterizado pela revers˜ao sazonal no sistema de circula¸c˜ao
de grande escala, causado pelo aquecimento diferencial dos continentes e oceanos. A partir
desta defini¸c˜ao, a Am´erica do Sul n˜ao apresentaria um sistema de mon¸c˜ao. Entretanto,
quando a climatologia anual sobre a Am´erica do Sul ´e removida das m´edias mensais,
s˜ao observados dois regimes de circula¸c˜ao for¸cados pela sazonalidade envolvendo contraste
t´ermico continente-oceano (Zhou e Lau, 1998). O ciclo sazonal de precipita¸c˜ao sobre a
maior parte da Am´erica do Sul tamb´em indica um compo r tamento de mon¸c˜ao (Rao et al.
1996; Grimm 2003; Gan et al. 2004). As distintas caracter´ısticas do Sistema de Mon¸c˜ao
da Am´erica do Sul (SMAS), comparadas a outros sistemas de mon¸c˜ao, ocorrem porque a
maior parte da Am´erica do Sul est´a situada na regi˜ao equatorial e as diferen¸cas sazonais
de temperatura s˜ao menos pronunciadas do que em regimes de mon¸c˜oes subtropicais.
Uma descri¸c˜ao detalhada do SMAS ´e apresentada nos trabalhos de Nogu´es-Peagle et
al. (2002), Grimm et al. (2 005), Vera et al. (2006). A circula¸c˜ao de ver˜ao de altos n´ıveis
´e caracterizada por uma alta press˜ao centrada em aproximadamente 15
◦
S-65
◦
W (Alta da
Bol´ıvia) e por uma baixa press˜ao sobre o nordeste do Brasil (Cavado do Nordeste). A
forma¸c˜ao da Alta da Bol´ıvia ´e atribu´ıda ao calor latente de tempestades e calor sens´ıvel
sobre o Altiplano (Gutman e Schwerdtfeger, 1965; Silva Dias et al., 1983; Rao e Erdogan,
1989), e a uma onda de Rossby causada pela libera¸c˜ao de calor latente da convec¸c˜ao sobre
a bacia Amazˆonica (Silva Dias et al., 19 87; Figueroa et al., 1995). Lenters e Cook (1997)
verificaram que o sistema Alta da Bol´ıvia-Cavado do Nordeste ´e gerado em resposta aos
principais centros de precipita¸c˜ao do SMAS.
A ZCAS ´e uma caracter´ıstica fundamental do SMAS. Desta forma, para entender os
processos dinˆamicos de forma¸c˜ao, manuten¸c˜ao e decaimento da ZCAS ´e essencial uma
compreens˜ao clara deste sistema de mon¸c˜ao.
Se¸c˜ao 1.2. Sistema de Mon¸c˜ao da Am´erica do Sul 3
Em baixos n´ıveis o fluxo de leste do Oceano Atlˆantico ´e canalizado para sul pelos Andes,
em dire¸c˜ao `a Baixa do Chaco. Embebido nestes ventos de nordeste ao longo dos Andes
est´a o Ja to de Baixos N´ıveis (JBN), que desempenha um papel importante no transporte
de umidade da Amazˆonia para os subtr´opicos (Berbery e Barros, 2002; Marengo et al.
2004).
O JBN tem papel a t ivo na posi¸c˜ao e intensidade da ZCAS e na precipita¸c˜ao na regi˜ao
de sa´ıda do jato, no sudeste da Am´erica do Sul. A intensifica¸c˜ao do JBN no ver˜ao segue
o estabelecimento de uma crista em altos n´ıveis sobre o sul do Brasil e um cavado sobre
a maior parte da Argentina. O JBN pode ocorrer ao longo de todo ano (mais freq¨uente
no ver˜ao), levando massas de ar ´umido tropical da Amazˆonia ao sul do Brasil/norte da
Argentina mais freq¨uentemente na esta¸c˜ao quente, e levando ar tropical mar´ıtimo durante
a esta¸c˜ao fria.
A fase de desenvolvimento do SMAS durante a primavera ´e caracterizada por um r´apido
deslo camento para sul da regi˜ao de convec¸c˜ao intensa da Am´erica Centra l para a parte
sul da bacia Amazˆonica e planalto brasileiro. O in´ıcio (t´ermino) da esta¸c˜ao chuvosa na
Amazˆonia ´e precedido por um aumento na freq¨uˆencia do escoamento de nordeste (su-
deste), que cruza o equador sobre a Am´erica do Sul (Marengo et al, 2001; Wa ng e Fu,
2002). Essa revers˜ao para sul do fluxo que cruza o equador aumenta a convergˆencia de
umidade na Am´erica do Sul tropical, causando mudan¸cas na estrutura termodinˆamica da
atmosfera, principalmente relacionadas `a umidade da camada limite planet´aria e `a redu¸c˜ao
de temperatura em seu topo (Fu et al., 1999; Marengo et al., 2001).
As mudan¸cas sazonais de evapotranspira¸c˜ao de superf´ıcie s˜ao uma ordem de magnitude
menor que a convergˆencia de umidade em baixos n´ıveis. No entanto, o aumento da evapo-
transpira¸c˜ao de superf´ıcie e reciclagem local de ´agua s˜ao fatores importantes para iniciar a
transi¸c˜ao da esta¸c˜ao seca para chuvosa (Li e Fu, 2004). Uma vez que as condi¸c˜oes termo-
dinˆamicas favor´aveis de grande escala s˜ao estabelecidas, a transi¸c˜ao para esta¸c˜ao ´umida
no Brasil Central pode ser r´apida e conectada `a varia¸c˜oes sin´oticas ou intra sazonais.
Antes do in´ıcio da mon¸c˜ao, o aquecimento devido `a troca turbulenta de calor sens´ıvel
domina o aquecimento dos subtr´opicos e ´e confinado na ba ixa troposfera (este aquecimento
´e m´aximo antes de meados de novembro). Quando a convec¸c˜ao profunda atinge o planalto
do sudeste do Brasil, a libera¸c˜ao de calor latente torna-se a componente dominante de
4 Cap´ıtulo 1. Introdu¸c˜ao
aquecimento diab´atico, sendo m´axima na m´edia e alta troposfera (Zhou e Lau, 1998).
Essas duas fontes de calor s˜ao essenciais na for ma¸c˜ao do SMAS e variam muito na escala
interanual.
O estudo da energ´etica do in´ıcio da esta¸c˜ao chuvosa na Am´erica do Sul realizado por
Enver et al. (2008) sugere uma transi¸c˜ao n˜ao linear da ZCAS ao SMAS completamente
desenvolvido em novembro. Verificou-se que o modo associado ao SMAS ´e dominado pelo
termo de gera¸c˜ao de transientes e o modo ZCAS ´e dominado pelos termos barocl´ınico e de
gera¸c˜ao de transient es.
No est´agio maduro o aquecimento atinge seu m´aximo e o ar quente estende-se sobre o
dom´ınio longitudinal mais amplo da Am´erica do Sul. Em meados f evereiro a intensidade
do aquecimento cai significativamente seguindo a migra¸c˜ao do sol para o equador. Como
resultado o gradiente leste-oeste de temperatura ´e diminu´ıdo e a mon¸c˜ao enfraquece.
A esta¸c˜ao chuvosa come¸ca no oeste da Amazˆonia na primavera (setembro) e espalha-se
para sul e sudeste, atingindo o sudeste do Brasil em outubro. No final de novembro a
convec¸c˜ao profunda cobre maior parte da Am´erica do Sul central, do equador a 20
◦
S, mas
´e ausent e no leste da bacia Amazˆonica e nordeste do Brasil.
Durante a fase madura do SMAS, do final de novembro ao final de fevereiro, a principal
atividade convectiva ´e centrada no centro-oeste do Brasil. Neste per´ıodo a ZCAS est´a
completamente estabelecida e a zona de precipita¸c˜ao intensa estende-se ao Altiplano. A
circula¸c˜ao de ver˜ao apresenta suas caracter´ısticas regionais bem definidas, como a Alta da
Bol´ıvia e o Cavado do Nordeste em alto s n´ıveis e a Baixa do Chaco em baixos n´ıveis.
Em dezembro a ZCAS est´a em sua posi¸c˜ao mais a leste, em associa¸c˜ao com a alta
precipita¸c˜ao sobre a maior parte do Brasil, com o escoamento de sudeste sobre o leste da
Bol´ıvia e com a baixa precipita¸c˜ao no Altiplano. Em ja neiro a ZCAS est´a mais a oeste e
a precipita¸c˜ao aumenta sobre o Altiplano em associa¸c˜ao com o fluxo de baixos n´ıveis de
ar ´umido e inst´avel ao longo da encosta dos Andes. Em fevereiro a precipita¸c˜ao diminui
enquanto o fluxo de umidade de noroeste ´e reduzido.
Entre mar¸co e maio inicia-se a fase de decaimento do SMAS e as regi˜oes de precipita¸c˜ao
intensa sobre o sul da Amazˆonia e Brasil central diminuem e migram gradualmente para
noroeste.
A precipita¸c˜ao associada ao SMAS varia em diversas escalas de tempo. Em escala
Se¸c˜ao 1.3. Zona de Convergˆencia do Atlˆantico Sul e a Convec¸c˜ao 5
sin´otica, os principais fenˆomenos que alteram a precipita¸c˜ao s˜ao: sistemas frontais (Gar-
reaud e Wallace, 1998; Seluchi e Marengo, 2000); JBN (Nicolini et al., 2002; Penalba et
al., 2004); e ondas de leste no Oceano Atlˆantico (Cohen et al., 1995). Varia ¸c˜oes intra sa-
zonais na circula¸c˜ao do vento de baixos n´ıveis na Amazˆonia modulam as fases a t iva e de
quebra do SMAS (Jones e Carvalho, 2002; Gan et al., 2004; Silva e Carvalho, 2007). Uma
avalia¸c˜ao das anomalias de precipita¸c˜ao nesta variabilidade indicam um padr˜ao de dipolo ,
com um n´ucleo sobre o sudeste do Brasil e outro sobre o sul do Brasil, Uruguai e norte
da Argentina (Kousky e Kayano, 1994; Nog u´es-Peagle e Mo, 1997). Foram detectadas
diversas periodicidades neste padr˜ao de dipolo e sua origem pode ser local ou remota (Li-
ebmann et al., 1999; Li e Le Treut, 1999; Grimm et al., 2000 ). Com rela¸c˜ao `a variabilidade
interanual consideram-se cinco fatores principais: anomalias de temperatura da superf´ıcie
do mar (Moura e Shukla, 19 81; Mechoso et a l., 1990; Doyle e Barros, 2002; Grimm, 2003) ;
condi¸c˜oes da superf´ıcie continental (Marengo et al. 2003; Artaxo et al., 1990; Silva Dias et
al., 2002); posi¸c˜ao e intensidade das zonas de convergˆencia tr opicais (Nogu´es-Peagle e Mo,
2002; Robertson e Mechoso, 2000); transporte de vapor d’´agua (Marengo et al. 2004; Ber-
bery e Barros, 2002); e circula¸c˜ao de gr ande escala (Grimm et al., 2000; Cai e Watterson,
2002; Vera et al., 2004). Varia¸c˜oes de escalas mais longas est˜ao conectadas `a varia¸c˜oes de
TSM regionais, no Atlˆantico tr opical e sul (Robertson e Mechoso, 2000), ou globais, como
a Oscila¸c˜ao Decadal do Pac´ıfico e a Oscila¸c˜ao do Atlˆantico Norte.
1.3 Zona de Convergˆencia do At lˆantico Sul e a Convec¸c˜a o
Segundo Silva Dias (1995) a identifica¸c˜ao da ZCAS na experiˆencia sin´otica mostra que
as linhas de corrente apresenta m forte ind´ıcio de confluˆencia entre o ar proveniente da
Alta Subtropical do Atlˆantico Sul ( ASAS) e o ar or iundo das latitudes mais altas. Esta
confluˆencia deve estar acompanhada de convergˆencia de umidade e de nebulosidade. A
configura¸c˜ao de ar superior mais favor´avel para a manuten¸c˜ao da banda de nebulosidade
profunda corresponde a um cavado a leste dos Andes de forma que po ssa ser incentivada a
divergˆencia em altitude. Um evento ZCAS tamb´em deve apresenta r persistˆencia, ou seja,
a confluˆencia em baixos n´ıveis e a nebulosidade associada deve durar alguns dias (em geral
mais de 4 dias). Alguns mecanismos s˜ao sugeridos como poss´ıveis mecanismos de forma¸c˜ao
6 Cap´ıtulo 1. Introdu¸c˜ao
e persistˆencia da ZCAS, como: ( a) libera¸c˜ao de calor latente na Am´erica do Sul; ( b) efeitos
remotos na manuten¸c˜ao do cavado associado `a ZCAS; (c) o a ncoramento da confluˆencia
de baixos n´ıveis da ZCAS associada aos Andes; e (d) efeito da temperatura da ´a gua do
mar sobre o Atlˆantico. Estes mecanismos vˆem sendo explorados em diversos trabalhos,
conforme mostrado a seguir.
Al´em da ZCAS, outras Z onas de Convergˆencia Subtropicais (ZCST) s˜ao observadas,
como a Zona de Convergˆencia do Pac´ıfico Sul (ZCPS) e a Zona Frontal de Bai´u no ver˜ao do
Hemisf´erio Norte, e possuem cara cter´ısticas comuns de grande escala. Segundo Kodama
(1992, 1993) estas caracter´ısticas s˜ao: (a) estendem-se para leste, nos subtr´opicos, a partir
de regi˜oes tropicais espec´ıficas de intensa atividade convectiva; (b) formam-se ao longo de
jatos subtropicais em altos n´ıveis e a leste de cavados semi-estacion´arios; (c) s˜ao zonas de
convergˆencia em uma camada inferior ´umida, espessa e com intenso gradiente horizontal
de temperatura (ou seja, um ambiente altamente barocl´ınico); (d) est˜ao localizadas na
fronteira de massas de ar tropicais ´umidas, em regi˜oes de forte gradiente de umidade em
baixos n´ıveis, com gera¸c˜ao de instabilidade convectiva por processo de advec¸c˜ao diferencial
de temperatura.
O t rabalho pioneiro de Kalnay et al. (1986) identificou a ZCAS associada `a presen¸ca de
ondas curtas estacion´arias em altos n´ıveis. Estas ondas existiam independente da for¸cante
orogr´afica e n˜ao eram produzidas por anomalias da temperatura da superf´ıcie do mar.
Experimentos com um modelo de circula¸c˜ao geral atmosf´erico (Lenters e Cook, 1995)
indicaram a importˆa ncia da continentalidade no estabelecimento da ZCAS. A precipita¸c˜ao
sobre a ZCAS ´e intensificada pela forte advec¸c˜ao de umidade para sul, entre a baixa
continental e a ASAS.
Utilizando um modelo regional, Figueroa et al. (1995) mostraram que o a quecimento
diab´atico sobre a Amazˆonia e a topografia dos Andes s˜ao ingredientes essenciais para a
forma¸c˜ao da ZCAS, enquanto a inclus˜ao da circula¸c˜ao climatol´ogica introduz modifica¸c˜oes
principalmente na posi¸c˜ao da zona de convergˆencia.
Para o ver˜ao (janeiro e fevereiro) de 1999, Herdies et al. (2002) observaram que durante
per´ıodos de ZCAS (n˜ao ZCAS) ocorre forte (fraca) convergˆencia sobre a bacia Amazˆonica,
com divergˆencia (convergˆencia) sobre o sudoeste do Brasil, norte da Argentina e Para-
guai. O bala n¸co de umidade indica que o transporte de umidade dos tr´opicos para os
Se¸c˜ao 1.3. Zona de Convergˆencia do Atlˆantico Sul e a Convec¸c˜ao 7
extratr´opicos na Am´erica do Sul ocorre mais eficientemente durante regimes de ZCAS do
que durante regimes de n˜ao ZCAS.
Acompanhando a variabilidade do SMAS, a ZCAS pode variar em diversas escalas de
tempo. O padr˜ao de dipolo de precipita¸c˜ao, j´a mencionado, observado em escalas intrasa-
zonais tˆem sido bastante discutido e deve considerar a dinˆamica tropical e extratropical.
Silva Dias et al. (1983 ) simularam este padr˜ao como uma resposta linear `a convec¸c˜ao
tropical transiente. Com rela¸c˜ao `a for¸cante remota, Kiladis e Weickmann (1992b) associ-
aram a convec¸c˜ao da ZCPS e da ZCAS atrav´es da propaga¸c˜ao de um trem de ondas de
Rossby. Um padr˜ao de teleconex˜ao tamb´em fo i verificado por Grimm e Silva Dias (1995),
que indicaram que a variabilidade de 30-60 dias sobre a regi˜ao da ZCAS pode ser for¸cada
pela propaga¸c˜ao de ondas de Rossby associadas `a eventos de Oscila¸c˜ao de Madden-Julian
(OMJ) no Oceano Pac´ıfico. Esta associa¸c˜ao da ZCAS com a OMJ tamb´em foi explorada
por No gu´es-Paegle e Mo (1997), que constataram que o fortalecimento e extens˜ao para sul
da ZCAS est˜ao relacionados a um aumento da convec¸c˜ao tropical sobre o Pac´ıfico central
e leste e condi¸c˜oes secas sobre o Pac´ıfico oeste e Continente Mar´ıtimo. A var ia bilidade da
gangorra convectiva ´e acompanhada por uma mudan¸ca na dire¸c˜ao da circula¸c˜ao de baixos
n´ıveis em latitudes baixas continentais, que fluem para leste (sudeste) em aproximada-
mente 20
◦
S no caso de eventos de ZCAS forte (fraca), e por um deslocamento para leste
(oeste) da Alta Subtropical do Atlˆantico Sul. Os trabalhos de Liebmann et al. (1999,
2004) indicaram um trem de ondas de latitudes m´edias originado no Pac´ıfico oeste, que
muda sua dire¸c˜ao para o equador quando cruza os Andes, e tem impacto sobre o dipolo da
ZCAS. Sugere-se que este guia de ondas esteja relacionado `a circula¸c˜ao de grande escala
causada por fontes e sorvedouros de aquecimento diab´atico e a fase em que esta onda se
encontra quando cruza os Andes determina se a convec¸c˜a o vai ser elevada ou suprimida na
ZCAS.
A variabilidade da precipita¸c˜ao nas regi˜oes de influˆencia da ZCAS associada a o El
Ni˜no Oscila¸c˜ao Sul (ENOS) foi document ada por Ropelewski e Halpert (1987). Esses
autores detectaram um aumento de precipita¸c˜ao no sudeste da Am´erica do Sul (nordeste da
Argentina, sul do Brasil e Uruguai) durante ver˜o es de eventos El Ni˜no. Esta caracter´ıstica
tamb´em foi observada por Zhou e Lau (2001). Grimm et al. (1998, 2000) verificaram
que o impacto do El Ni˜no na precipita¸c˜ao durante ver˜ao sobre esta regi˜ao ´e muito mais
8 Cap´ıtulo 1. Introdu¸c˜ao
fraco do que na primavera, e h´a uma tendˆencia das ano malias reverterem seu sinal durante
janeiro, em rela¸c˜ao a dezembro e fevereiro. Robertson e Mechoso (2000) avaliaram a
variabilidade interanual na ZCAS e verificaram que seu principal modo ´e independente do
ENOS, devido `a falta de correla¸c˜ao com a TSM no Pac´ıfico tropical. Segundo Carvalho et
al. (2002) epis´odios de El Ni˜no parecem modular a ocorrˆencia de extremos associados `a
intensa convec¸c˜ao na ZCAS deslocada para norte de S˜ao Paulo e para o Oceano Atlˆantico.
An´alises da influˆencia do El Ni˜no (Grimm, 2003) e da La Ni˜na (Grimm, 2004) no SMAS
indicaram que em eventos El Ni˜no (La Ni˜na) ocorrem anomalias negativas (positivas) de
precipita¸c˜ao sobre a ZCAS e positivas (negativas) no sul do Brasil.
A rela¸c˜ao entre a ZCAS e a TSM do Atlˆantico foi primeiramente abordada por Kalnay et
al. ( 1986). Este trabalho sugeriu que uma onda atmosf´erica estacion´aria associada `a ZCAS
foi a causa das anomalias frias de TSM observadas sobre o Atlˆantico Sul durante janeiro de
1979. Robertson e Mechoso (2000) mostrara m evidˆencias observacionais de que anomalias
quentes (frias) de TSM no Atlˆantico subtropical oeste est˜ao associadas a uma ZCAS mais
fraca (forte). Al´em disso, Barro s et al. (2000) verificaram que anomalias quentes (frias)
de TSM no Atlˆantico subtropical oeste s˜ao acompanhadas por um deslocamento da ZCAS
para sul (norte). Doyle e Barros (2002) sugeriram que este feedback positivo entre TSM e
intensidade da ZCAS pode fortalecer o padr˜ao de circula¸c˜ao de baixos n´ıveis a ssociado `a
gangorra da ZCAS (definido por Nogu´es-Peagle e Mo, 1997). Entretanto, Barreiro et al.
(2002, 2005) usaram um modelo de circula¸c˜ao geral atmosf´erico para estudar o impacto das
anomalias de TSM na ZCAS e verificaram que aproximadamente 60% da variˆancia total de
precipita¸c˜ao na regi˜a o da ZCAS ´e explicada pela variabilidade interna da atmosfera e que a
atividade convectiva sobre a por¸c˜ao continental da ZCAS ´e indep endente de mudan¸cas na
TSM. Os resultados o btidos por Chaves e Nobre (20 04) sugerem que anomalias negativas
de TSM geralmente observadas abaixo da ZCAS representam uma resposta oceˆanica `a
for¸cante atmosf´erica.
Carvalho et al. (2004) realizaram uma separa¸c˜ao dos epis´odios de ZCAS em quatro
categorias baseadas na intensidade e caracter´ısticas espaciais: intensa, fraca, oceˆanica e
continental. A categoria de ZCAS intensa est´a associada `a anomalias de radia¸c˜ao de onda
longa emergente (ROLE) negativas sobre uma grande ´area da Am´erica do Sul tropical,
estendendo-se do oeste da Amazˆonia ao Atlˆantico. Na categoria de ZCAS fraca ocorrem
Se¸c˜ao 1.4. Objetivos 9
anomalias positivas de ROLE sobre a Am´erica do Sul Tropical e negativas sobre o sudeste
da Am´erica do Sul. Aspectos oceˆanicos e continentais est˜ao relacionados a um padr˜ao de
trem de onda em latitudes m´edias.
Anomalias intrasazonais de oeste (leste) do vento em baixos n´ıveis sobre a Am´erica do
Sul tropical est˜ao associadas `a ZCAS intensa (fr aca), que ´e consistente com a fase ativa
(de quebra) do regime de mon¸c˜ao. O padr˜ao de gangorra ´e bem definido apenas quando
a ZCAS intensa ´e deslocada para o Atlˆantico e nos casos de ZCAS fraca. A OMJ modula
eventos intensos de ZCAS, com persistˆencia maior do que trˆes dias.
1.4 Objetivos
Considerando a importˆancia e a complexidade da Z CAS, o objetivo principal deste
trabalho ´e contribuir para o entendimento da intera¸c˜ao oceano-atmosfera na for ma¸c˜ao e
dinˆamica da ZCAS. Diversos estudos (Moura e Shukla, 1981; Rao e Hada, 1990; Grimm,1996a,b
e 1998; No bre e Shukla, 1996; Diaz et al., 1998) fornecem fortes evidˆencias de que os ocea-
nos desempenham um papel significativo nas flutua¸c˜oes clim´aticas no Brasil. Por´em estas
rela¸c˜oes ainda n˜ao s˜ao bem definidas com rela¸c˜ao a ZCAS. Assim, este estudo buscou um
aprofundamento nos processos dinˆamicos que possam estar envolvidos nesta intera¸c˜ao com
os Oceanos Atlˆantico e Pac´ıfico.
Este objetivo foi explorado atrav´es de an´alises observacionais, que buscaram o acopla-
mento entre a convec¸c˜ao associada `a ZCAS e as anomalias da TSM dos Oceanos Atlˆantico
e Pac´ıfico, e de modelagem num´erica, focada na intera¸c˜ao entre a ZCAS e o Oceano
Atlˆantico. O modelo atmosf´erico utilizado foi o Brazilian Regional Atmospheric Modeling
System (BRAMS, vers˜ao 3 .2 ) , no qual foi acoplado um modelo de camada de mistura
oceˆanica que atualiza o campo de TSM, permitindo o estudo da evolu¸c˜ao deste sistema
acoplado.
A op¸c˜ao de utilizar um modelo atmosf´erico regional ´e justificada pelo fato deste tipo
de modelo ser alimentado por condi¸c˜oes de fronteira fixas, eliminando, portanto, o efeito
remoto. Em um modelo global haveria maior dificuldade para eliminar a intera¸c˜ao entre
os fatores remotos e regionais.
Nos Cap´ıtulos 2 e 3 s˜ao apresentadas as an´alises do acoplamento entre a ZCAS e os
10 Cap´ıtulo 1. Introdu¸c˜ao
Oceanos Pac´ıfico e Atlˆantico, respectiva mente, realizadas atrav´es da aplica¸c˜ao do m´etodo
de Decomposi¸c˜ao em Valores Singulares e de an´alises de composi¸c˜oes dos modos obtidos.
No Cap´ıtulo 4 ´e justificado o motivo do foco no Oceano Atlˆantico na aplica¸c˜a o da mode-
lagem num´erica e s˜ao descritos os modelos a tmosf´erico e de camada de mistura oceˆanica
utilizados. Os resultados da aplica¸c˜ao do modelo num´erico, atrav´es de estudos de caso, s˜ao
apresenta do s no Cap´ıtulo 5. Por fim, no Cap´ıtulo 6 s˜ao apresentadas as conclus˜oes deste
trabalho e as perspectivas para trabalhos futuros.
Cap´ıtulo 2
Influˆencia Remota do Oceano Pac´ıfico sobre a ZCAS
2.1 Revis˜ao Bibliogr´afica
A rela¸c˜ao entre o Oceano Pac´ıfico e a ZCAS tem sido bastante explorada, principal-
mente o s impactos remotos no padr˜ao de dipolo de anomalias de precipita¸c˜ao com centros
sobre a ZCAS e sobre o sul do Brasil, Uruguai e norte da Argentina. A variabilidade
intrasazonal deste padr˜ao ´e modulada por diferentes escalas temporais e r esulta de uma
complexa intera¸c˜ao dessas escalas.
Em escalas intrasazonais dois mecanismos podem ser citados como sendo de fundamen-
tal controle na rela¸c˜ao entre a ZCAS e as anomalias de TSM do Oceano Pac´ıfico. Um deles
´e a OMJ. Esta oscila¸c˜ao, com per´ıodo de 40-50 dias, consiste de c´elulas de circula¸c˜ao de
grande escala orientadas no plano equatorial que se movem para leste, do Oceano
´
Indico
para o Pac´ıfico Centra l (Madden e Julian, 1994). O limite de 40-50 dias para o per´ıodo da
oscila¸c˜ao ´e apenas uma aproxima¸c˜ao para os per´ıodos em que os processos f´ısicos ocorrem
e esta oscila¸c˜ao ´e freq¨uentemente referida como oscila¸c˜ao de 30-60 dias.
Grimm e Silva Dias (1995b) verificaram que a convec¸c˜ao anˆomala na ZCPS, associada
a uma das fases da oscila¸c˜ao de 30-60 dias, pode influenciar a convec¸c˜ao sobre a ZCAS
atrav´es de propaga¸c˜ao de ondas de Rossby. Foi observado o aprofundamento de um cava do
em altos n´ıveis sobre o sudeste da Am´erica do Sul, cuja variabilidade est´a conectada `a
variabilidade da convec¸c˜ao sobre a ZCAS. A convec¸c˜ao anˆomala na ZCAS, por sua vez, ´e
capaz de estimular o trem de ondas sobre a Eur´asia, que influencia a convec¸c˜ao no Pac´ıfico
oeste.
O fortalecimento da ZCAS, segundo Nogu´es-Peagle e Mo (19 97), est´a associado `a fase
12 Cap´ıtulo 2. Influˆencia Remota do Oceano Pac´ıfico sobre a ZCAS
da OMJ em que ocorre elevada convec¸c˜ao sobre o Pac´ıfico central e leste e condi¸c˜oes secas
sobre o Pac´ıfico oeste e Continente Mar´ıtimo. Ao mesmo tempo, convec¸c˜ao ´e suprimida
na regi˜ao da ZCPS, sobre o Golfo do M´exico e a ZCIT sobre o Atlˆantico Nor t e. Na fase
oposta h´a um intenso fluxo de umidade dos tr´opicos em dire¸c˜ao ao sul do Brasil e centro da
Argentina, onde a convec¸c˜ao ´e ativa. Em concordˆancia, Carvalho et al. (200 4) observara m
que a fase da OMJ caracterizada pela convec¸c˜ao elevada sobre a Indon´esia e supress˜ao
sobre o Pac´ıfico central diminui (aumenta) os extremos de precipita¸c˜ao di´aria sobre o leste
e sudeste (sul) do Brasil. Este trabalho tamb´em verificou que a OMJ modula a intensidade
de eventos de ZCAS com persistˆencia mais longa que trˆes dias.
A rela¸c˜ao do dipolo de precipita¸c˜ao com um ´ındice que descreve a OMJ (Liebmann
et al., 20 04) indica que eventos chuvosos no n´ucleo sul do dipolo ocorrem 2 dias ap´os o
pico de convec¸c˜ao no Pac´ıfico tropical oeste, enquanto eventos de ZCAS mostram uma
tendˆencia para ocorrer 26 dias ap´os o pico do ´ındice. Essas fases da OMJ s˜ao aproxima-
damente opostas. Os autores especularam que a varia¸c˜ao lenta do dipolo observada ´e uma
conseq¨uˆencia da fase preferencial de ondas sin´oticas devido `a varia¸c˜oes no estado b´asico
do escoamento de escala planet´aria, que `as vezes est´a associado com a OMJ.
O outro mecanismo importante de orig em remota que influencia a ZCAS ´e o padr˜ao
de teleconex˜ao Pacific-South America (PSA). Este padr˜ao representa uma o nda zonal com
n´umero de onda 3 e um trem de ondas bem definido do Pac´ıfico tropical `a Am´erica do Sul
gerado por fontes anˆomalas de calor tropical. Mo e Peagle (2001) identificaram dois modos
associados ao PSA, que aparecem como as principais fun¸c˜oes ortogonais emp´ıricas das
anomalias de fun¸c˜ao corrente em 200 hPa ou de altura em 500 hPa e possuem variabilidades
desde escala intrasazonal at´e decadal.
O PSA1 ´e relacionado a anomalias de TSM sobre o Pac´ıfico central e leste em escalas
decadais, e ´e a resposta ao ENOS na banda interanual (Karoly, 1989) . Os padr˜oes de
precipita¸c˜ao de ver˜ao associados mostram d´eficits de chuva sobre o nordeste do Brasil e
chuva elevada sobre o sudeste da Am´erica do Sul, similar `as anomalias durante o ENOS. O
PSA2 est´a associado `a componente quase-bienal do ENOS (Mo, 2000 ), com um per´ıodo de
22-28 meses. A conex˜ao mais forte entre PSA2 e anomalias de TSM tropicais ´e encontrada
durante a primavera austral. O padr˜ao de precipita¸c˜ao associado mostra um dipo lo com
anomalias fora de fase entre a extens˜ao da ZCAS da Am´erica do Sul central em dire¸c˜ao ao
Se¸c˜ao 2.1. Revis˜ao Bibliogr´afica 13
Atlˆantico e as plan´ıcies subtropicais centradas em 35
◦
S.
Esses dois modos tamb´em s˜ao apar entes nas oscila¸c˜oes intrasazonais. A propaga¸c˜ao
para leste da conven¸c˜ao elevada do Oceano
´
Indico atrav´es do Pac´ıfico oeste para o Pac´ıfico
central ´e acompanhada po r um trem de ondas que parece se originar nas regi˜oes convectivas.
O padr˜ao PSA1 positivo est´a associado `a convec¸c˜ao elevada sobre o Pac´ıfico de 150
◦
E a
linha de data. O padr˜ao de convec¸c˜ao associado ao PSA2 est´a em quadratura com o
do PSA1. Ambos os modos s˜ao influenciados pela OMJ e afetam a precipita¸c˜ao sobre a
Am´erica do Sul.
Quando a convec¸c˜ao ´e elevada sobre o
´
Indico e anomalias de ROLE positivas s˜ao en-
contradas sobre o Pac´ıfico oeste, o nordeste do Brasil ´e geralmente mais seco. Quando a
convec¸c˜ao elevada estende- se de 150
◦
E ao longo do equador para sudeste a 10
◦
S-170
◦
E,
anomalias positivas de ROLE centradas em 15
◦
S-45
◦
W atingem um m´aximo e a nomalias
negativas de ROLE aparecem a sul das anomalias positivas, sobre o Brasil. Quando a
convec¸c˜ao atinge 150
◦
W-170
◦
W nos tr´opicos, a ZCAS ´e suprimida e a convec¸c˜ao sobre as
plan´ıcies subtropicais ´e elevada.
Peagle et al. (2000) tamb´em identificaram os modos de variabilidade dominantes (OMJ
e PSA) na varia¸c˜ao intrasazonal da convec¸c˜ao sobre a Am´erica do Sul, com impacto no
dipolo da ZCAS. A variabilidade associada a OMJ apresenta um per´ıodo dominante de
36-40 dias e em altos n´ıveis apresenta uma estrutura de n´umero de onda 1 nos tr´opicos
e um trem de onda se propagando para baixo da ´area convectiva no Pac´ıfico tropical. A
variabilidade de per´ıodo mais curto, com per´ıodo de 22-28 dias, mostra um trem de onda
em altos n´ıveis que se estende do Pac´ıfico central para leste a aproximadamente 60
◦
S e
que se curva para nordeste sobre a Am´erica do Sul, assemelhando-se ao PSA. Quando
a ZCAS est´a intensa, estes dois modos tornam-se meridionalment e alinhados localmente.
Os autores indicaram que esses per´ıodos dominantes de variabilidade se cancelam sobre
a regi˜ao do Pac´ıfico e se refor¸cam sobre a ZCAS, quando se iniciam epis´odios de ZCAS
intensa.
A variabilidade mais r´apida, segundo Peagle et al. (2000), lidera a variabilidade sobre
as plan´ıcies tropicais. Cunningham e Cavalcanti (2006) tamb´em verificaram que posi¸c˜oes
da ZCAS mais a sul podem ser influenciadas pelo padr˜ao PSA, enquanto epis´odios de ZCAS
que ocorrem em uma posi¸c˜ao mais a norte podem ser influenciados pela OMJ e podem
14 Cap´ıtulo 2. Influˆencia Remota do Oceano Pac´ıfico sobre a ZCAS
engatilhar um trem de ondas sobre os Oceanos Atlˆantico Sul e
´
Indico. Al´em disso, sugere-se
que quando os sistemas de alta freq¨uˆencia ( sistemas fro ntais) e de freq¨uˆencia intrasazonal
(OMJ e PSA) est˜ao em fase, eles s˜ao capazes de estabelecer condi¸c˜oes apropriada s para o
desenvolvimento de um epis´odio de ZCAS.
A principal variabilidade interanual na precipita¸c˜ao durante a mon¸c˜ao de ver˜ao na
Am´erica do Sul tropical ocorre devido ao ENOS. A fonte tropical anˆomala asso ciada a
eventos ENOS perturba as circula¸c˜oes de Hadley e Walker sobre a Am´erica do Sul, al´em de
gerar trens de ondas de Rossby que afetam esta regi˜ao, provocando impactos significativos
na precipita¸c˜ao (Ropelewski e Halpert, 1987; Aceituno, 1988; Grimm et al., 2000). Durante
eventos de EL Ni˜no, o movimento ascendente sobre a Am´erica do Sul tropical ´e mais fraco
que o normal e a precipita¸c˜ao sobre o leste da Amazˆonia e nordeste do Brasil ´e abaixo do
normal. Al´em disso, o jato subtropical (JST) mais forte que o normal ´e acompanhado po r
condi¸c˜oes mais ´umidas sobre o sul do Brasil, Uruguai e nordeste da Argentina e um JBN
mais intenso. Padr˜oes opostos s˜ao verificados em eventos La Ni˜na.
A rela¸c˜ao entre o Oceano Pac´ıfico e a Am´erica do Sul subtropical e extratropical associ-
ada ao ENOS pode ser descrita pelo padr˜ao PSA, conforme mencionado acima, que modula
a precipita¸c˜ao nessas regi˜oes em escalas associadas a o ENOS (Karoly, 1989; Garreaud e
Batisti, 1999; Mo, 2000; Mo e Peagle, 2001 ) .
A forte conex˜ao entre PSA2 e anomalias de TSM t ropicais encontrada durante a pri-
mavera austral por Mo e Peagle (200 1) j´a havia sido verificada pelos trabalhos de Grimm
et al. (199 8, 2000). Estes estudos indicam anomalias positivas (negativas) de precipita¸c˜ao
no sudeste da Am´erica do Sul durante a primavera austral de um evento quente (frio) .
Grande parte destas anomalias positivas de precipita¸c˜ao ocorre devido `a intensifica¸c˜ao dos
complexos convectivos de mesoescala nesta regi˜ao. Essa intensifica¸c˜ao est´a associada ao
fortalecimento do jato subtropical sobre a regi˜ao durante eventos de El Ni˜no. Tamb´em h´a
uma circula¸c˜ao ciclˆonica anˆomala a sudoeste da Am´erica do Sul (causada pelo fortaleci-
mento dos ventos de oeste sobre o Atlˆantico oeste em latitudes m´edias) e uma a nomalia
anticiclˆonica sobre o sudeste do Brasil. Estas caracter´ısticas favorecem desenvolvimentos
barocl´ınicos e conduzem a precipita¸c˜ao anˆomala sobre a regi˜ao em quest˜ao. Uma situa¸c˜ao
aproximadamente reversa ocorre em eventos frios. Estas anomalias de circula¸c˜ao s˜ao alta-
mente relacionadas a ano malias de TSM em algumas regi˜oes do Pac´ıfico Leste.
Se¸c˜ao 2.1. Revis˜ao Bibliogr´afica 15
A evolu¸c˜ao das anomalias de circula¸c˜ao e precipita¸c˜ao para o ver˜ao de eventos El Ni˜no
foram descritas por Grimm (2003) . Durante eventos El Ni˜no, no in´ıcio da esta¸c˜ao de
mon¸c˜ao de ver˜ao (novembro) perturba¸c˜oes atmosf´ericas remotamente produzidas prevale-
cem sobre o Brasil. Anomalias anticiclˆonicas em baixos n´ıveis predominam sobre o Brasil
central leste, nos tr´o picos e subtr´opicos, devido `a subsidˆencia elevada sobre a Amazˆonia
e `a ondas de Rossby nos subtr´opicos. Fluxo de umidade de leste do Atlˆantico equatorial
´e favorecido, mas desvia para o norte da Am´erica do Sul e sul do Brasil. H´a anomalias
negativas de precipita¸c˜ao no norte e centro-leste do Brasil e positivas no sul do Brasil. Es-
sas anomalias de precipita¸c˜ao s˜ao favorecidas po r perturba¸c˜oes nas circula¸c˜oes de Hadley
e Walker sobre o Pac´ıfico leste e Am´erica do Sul, e por um trem de ondas de Rossby sobre
o sul da Am´erica do Sul que se origina no Pac´ıfico leste.
Em janeiro, com o aumento da baixa quente continental subtropical por aquecimento
anˆomalo da superf´ıcie durante a primavera, h´a convergˆencia anˆomala em baixos n´ıveis e
circula¸c˜ao ciclˆonica sobre o sudeste do Brasil, enquanto em altos n´ıveis prevalecem ano-
malias de divergˆencia e circula¸c˜ao anticiclˆonica. Essa circula¸c˜ao anˆomala dirige o fluxo de
umidade para o Brasil central leste, causando convergˆencia de umidade nessa regi˜ao. Uma
estrutura termodinˆamica favor´avel aumenta a precipita¸c˜ao sobre o Brasil central leste, as
anomalias secas no norte do Brasil s˜ao deslocadas para norte e a s anomalias no sul do
Brasil quase desaparecem. Em fevereiro, ap´os a precipita¸c˜ao acima do normal em janeiro,
as anomalias da temperatura de superf´ıcie tornam-se negativas e a precipita¸c˜ao diminui no
Brasil central leste. H´a anomalias negativas de precipita¸c˜ao no nor te do Brasil e na ZCAS
e positivas no sul do Brasil.
Durante eventos La Ni˜na as anomalias de circula¸c˜ao e precipita¸c˜ao s˜ao opostas `as
descritas para eventos El Ni˜no, algumas vezes com pequenos deslocamentos na posi¸c˜a o das
anomalias mais fortes e na magnitude das anomalias (Grimm, 2004).
Com rela¸c˜ao `as categorias da ZCAS, Carvalho et al. (2004) indicaram que a fase do
ENOS parece modular o n´umero de ocorrˆencias de ZCAS oceˆanica e continental, sem
influˆencia clara na intensidade dos epis´odios (categorias intensa ou fraca). O n´umero de
eventos persistentes de ZCAS oceˆanica durante eventos ENOS quentes ´e duas vezes maior
que o n´umero de eventos observados durante as fases frias e neutras. Uma rela¸c˜ao oposta
´e observada para a ZCAS continental.
16 Cap´ıtulo 2. Influˆencia Remota do Oceano Pac´ıfico sobre a ZCAS
2.2 Decomposi¸c˜ao em Valores Singulares
O objetivo da t´ecnica de Decomposi¸c˜ao em Va lo r es Singulares (DVS) ´e identificar
padr˜oes espaciais de acoplamento que maximizam a covariˆancia explicada por dois con-
juntos de dados. Este m´etodo ´e baseado em uma decomposi¸c˜ao de valores singulares da
matriz cujos elementos s˜ao covariˆancias entre observa¸c˜oes feitas em diferentes pontos de
grade em dois campos geof´ısicos.
Nesta an´alise foram utilizados dados semanais de TSM da National Oceanic and At-
mospheric Administration ( NOAA, OISST - V2, Reynolds et al. 2002) para o per´ıodo
de dezembro 1981 at´e fevereiro de 2007. Estes dados tˆem resolu¸c˜ao original de 1
◦
× 1
◦
e foram interpolados para uma resolu¸c˜ao de 2
◦
× 2
◦
. A vari´avel atmosf´erica utilizada foi
a ROLE interpo la da da NOAA (Liebmann e Smith, 1996), que permite uma boa repre-
senta¸c˜ao da convec¸c˜ao em eventos de ZCAS. Foram utilizados os dados di´ario s de ROLE
em sua resolu¸c˜ao original (2, 5
◦
× 2, 5
◦
) e a partir destes foram o btidas as m´edias semanais
equivalentes aos dados de TSM. Para identificar padr˜oes a ssociados `a ZCAS foram usados
apenas os meses do ver˜ao austral (dezembro, janeiro e fevereiro), que correspondem `a fa se
madura do SMAS.
A descri¸c˜ao da t´ecnica de DVS pode ser encontrada em Bretherton et al. (1992 ) ,
Wallace et al. (1992 ) e Bj¨ornsson e Venegas (1997) e ´e apresentada no Apˆendice A.
A DVS foi realizada a fim de avalia r e confirmar a rela¸c˜ao entre TSM do Oceano Pac´ıfico
e ROLE e identificou ap enas os modos de comportamento nos quais as varia ¸c˜oes destas
vari´aveis s˜ao f ortemente acopladas. A DVS foi aplicada `as anomalias semanais (obtidas
atrav´es da remo¸c˜ao do ciclo a nual) de ROLE sobre a Am´erica do Sul e de TSM do Oceano
Pac´ıfico. Para os dados de TSM o dom´ınio utilizado foi de 40
◦
S a 20
◦
N e 140
◦
E a 70
◦
W e
para ROLE a ´area selecionada estende-se de 4 0
◦
S a 0 e 65
◦
W a 30
◦
W.
Os trˆes primeiros modos obtidos explicam 66,9% da Fra¸c˜ao de Covariˆancia Q ua dra da
(FCQ). O primeiro modo, apresentado na Figura 2.1 e respons´avel p or 49,8% da FCQ,
exibe claramente a rela¸c˜ao entre anomalias de ROLE sobre a Am´erica do Sul e o fenˆomeno
ENOS, coerente com diversos estudos (por exemplo: Ropelewski e Halpert, 1987; Aceituno,
1988; Grimm et al., 2000). Observa-se uma rela¸c˜ao clara entre eventos El Ni˜no e redu¸c˜ao
de precipita¸c˜ao na por¸c˜ao norte do Brasil, que ocorre devido `a mudan¸ca na circula¸c˜ao de
Se¸c˜ao 2.2. Decomposi¸c˜ao em Valores Singulares 17
Walker na regi˜ao equatorial. As anomalias na costa da regi˜ao do sul do Bra sil s˜ao mais
fracas, como esperado (a rela¸c˜ao mais forte ocorre durante a primavera), e indicam um
aumento de precipita¸c˜ao durante eventos El Ni˜no, que acompanha o fortalecimento do
JST.
−0.9
−0.7
−0.5
−0.3
0.3
0.5
0.7
0.9
−65 −55 −45 −35
−40
−30
−20
−10
0
ROLE
ROLE
Tempo (semanas)
12/81 12/86 12/91 12/96 12/01 12/06
−2 0 1 2
TSM
Tempo (semanas)
12/81 12/86 12/91 12/96 12/01 12/06
−1.0 0.5
−0.9
−0.7
−0.5
−0.3
0.3
0.5
0.7
0.9
−220 −200 −180 −160 −140 −120 −100 −80
−30
−20
−10
0
10
20
TSM
Figura 2.1: Campos homogˆeneos do primeiro modo da DVS aplicada `as anomalias de ROLE (a) e TSM
(c). As regi˜oes coloridas s˜ao estatisticamente significativas, pe lo teste t-Student, ao n´ıvel de significˆancia
de 5%. Tamb´em s˜ao apr esentadas as s´eries temporais des te modo (b).
O segundo modo explica 10,4% da FCQ (Figura 2.2) e mostra uma rela¸c˜ao entre o
Pac´ıfico tropical e o nordeste do Brasil. Este modo indica que um aquecimento (resfri-
amento) no Pac´ıfico tropical central e oeste est´a associado a uma redu¸c˜ao (aumento) da
precipita¸c˜ao sobre o nordeste do Brasil.
18 Cap´ıtulo 2. Influˆencia Remota do Oceano Pac´ıfico sobre a ZCAS
−0.9
−0.7
−0.5
−0.3
0.3
0.5
0.7
0.9
−65 −55 −45 −35
−40
−30
−20
−10
0
ROLE
ROLE
Tempo (semanas)
12/81 12/86 12/91 12/96 12/01 12/06
−10 10
TSM
Tempo (semanas)
12/81 12/86 12/91 12/96 12/01 12/06
−4 0 4 8
−0.9
−0.7
−0.5
−0.3
0.3
0.5
0.7
0.9
−220 −200 −180 −160 −140 −120 −100 −80
−30
−20
−10
0
10
20
TSM
Figura 2.2: Idem Figura 2.1, mas para o segundo modo
Na Figura 2.3 ´e apresentado o terceiro modo acoplado, que explica 6,7% da FCQ.
O campo homogˆeneo de anomalias de RO L E deste modo exibe claramente o padr˜ao de
dipolo associado ao posicionamento da ZCAS. Este modo sugere que um aquecimento
(resfriamento) em uma certa regi˜ao do Pac´ıfico tropical est´a relacionado ao po sicionamento
da ZCAS mais ao norte (sul).
Embora o segundo e o terceiro modo apresent em rela¸c˜oes com o Pac´ıfico tropical, a
correla¸c˜ao das s´eries temporais das anomalias de TSM destes dois modos com o primeiro
´e muito ba ixa e n˜ao significativa estatisticamente. Portanto, estas variabilidades parecem
ser independentes do ENOS.
Se¸c˜ao 2.2. Decomposi¸c˜ao em Valores Singulares 19
−0.9
−0.7
−0.5
−0.3
0.3
0.5
0.7
0.9
−65 −55 −45 −35
−40
−30
−20
−10
0
ROLE
ROLE
Tempo (semanas)
12/81 12/86 12/91 12/96 12/01 12/06
−2 0 1 2
TSM
Tempo (semanas)
12/81 12/86 12/91 12/96 12/01 12/06
−1.5 0.0 1.0
−0.9
−0.7
−0.5
−0.3
0.3
0.5
0.7
0.9
−220 −200 −180 −160 −140 −120 −100 −80
−30
−20
−10
0
10
20
TSM
Figura 2.3: Idem Figura 2.1, mas para o terceiro modo
O terceiro modo representa explicitamente a variabilidade acoplada entre o Pac´ıfico e
a ZCAS. Portanto, a fim de obter uma melhor compreens˜ao deste modo e seus padr˜oes
de circula¸c˜ao, foi realizada uma an´alise de composi¸c˜ao para eventos negativos e positivos
deste modo.
20 Cap´ıtulo 2. Influˆencia Remota do Oceano Pac´ıfico sobre a ZCAS
2.3 Composi¸c˜oes de epis´odios ZCAS
As composi¸c˜oes foram realizadas baseadas na s´erie temporal do terceiro modo de ano-
malias de TSM. Foram selecionados os eventos que apresentam desvios maiores ou menores
que um desvio padr˜ao, sendo identificados 51 eventos positivos e 63 negativos.
Os campos compostos foram obtidos para a ROLE, a fim de verificar o comportamento
da convec¸c˜ao, e para as anomalias de TSM. Al´em disso foram utilizados dados di´arios de
Rean´alise do NCEP para obter os campos de anomalias semanais de vento em 850 hPa e
200 hPa, press˜ao ao n´ıvel do mar, velocidade vertical ω em 500 hPa e fluxo de umidade
integrado verticalmente entre 1000 hPa e 500 hPa (neste caso foram utilizados os perfis
verticais de vento e umidade espec´ıfica).
A fim de analisar a evolu¸c˜ao das anomalias de TSM que precedem os eventos de ZCAS
associadas ao Pac´ıfico, as composi¸c˜oes foram realizadas para uma, duas e trˆes semanas
antes da semana em que ocorre o evento, al´em da pr´opria semana do evento. A evolu¸c˜ao
temporal dos campos de anomalia de ROLE e de fun¸c˜ao corrente em 200 hPa tamb´em foi
avaliada .
A Figura 2.4 apresenta as composi¸c˜oes dos campos atmosf´ericos para os eventos posi-
tivos e negativos. Para a composi¸c˜ao dos evento s positivos, o campo de ROLE mostra que
a principal convec¸c˜ao ocorre sobre a Am´erica do Sul tropical, estendendo-se para a ZCAS
em sua posi¸c˜ao mais a norte, e sobre o Pac´ıfico oeste tropical, com extens˜ao para a ZCPS.
O fluxo de umidade apresenta uma intensa a nomalia de leste na regi˜ao tropical da Am´erica
do Sul e Oceano Atlˆantico e anomalias de nordeste na por¸c˜ao central da Am´erica do Sul.
No Pac´ıfico, anomalias de fluxos de umidade ocorrem em dire¸c˜ao `a s regi˜oes de convec¸c˜a o
mais ativa.
Anomalias negativas na press˜ao ao n´ıvel do mar s˜ao observadas sobre a ZCAS ativa
(regi˜ao central e sudeste do Brasil) e anomalias positivas ocorrem ao sul. No Pac´ıfico, ano-
malias negativas em sua por¸c˜ao sudeste indicam um enfraquecimento da Alta Subtropical
do Pac´ıfico Sul e anomalias positivas s˜ao observadas na costa da Austr´alia. O vento em
850 hPa ´e consistente com o padr˜ao de anomalias de press˜ao e sua caracter´ıstica mais mar-
cante ´e uma intensa anomalia ciclˆonica sobre o sudeste do Brasil e Atlˆantico subtropical,
associada ao enfraquecimento do JBN.
Se¸c˜ao 2.3. C omposi¸c˜oes de epis´odios ZCAS 21
(a) (b)
(c) (d)
(e) (f)
Figura 2.4: Composi¸c˜ao dos eventos positivos (a, c, e) e negativos (b, d, f ) do terceiro modo da DVS. Os
gr´aficos superiores apresentam os campos de ROLE (W m
−2
) e anomalia do fluxo de umidade integrado
verticalmente (1 0 g cm
−1
s
−1
), os gr´aficos do meio apresentam os campos de anomalia de press˜ao (hP a)
e do vento em 850 hPa (m s
−1
), e os gr´aficos inferiores apresentam as anomalias da velocidade vertical ω
(P a s
−1
) e do vento em 200 hPa (m s
−1
).
Em n´ıveis m´edios as principais anomalias ocorrem sobre a Am´erica do Sul, com movi-
mento ascendente anˆomalo na regi˜ao da ZCAS e descendente a sul. Em 200 hPa observa-se
uma forte anomalia ciclˆonica consistente com a regi˜ao de subsidˆencia e uma intensa ano-
22 Cap´ıtulo 2. Influˆencia Remota do Oceano Pac´ıfico sobre a ZCAS
malia de norte no Atlˆantico equatorial, que indica a intensifica¸c˜ao do Cavado do Nordeste.
A composi¸c˜ao dos eventos negativos no campo de ROLE indica um posicionamento da
ZCAS a sul e a convec¸c˜ao sobre o Pac´ıfico oeste ´e menos intensa. Uma anomalia de sul no
fluxo de umidade ´e verificada no Atlˆantico e intensa anomalia de norte em dire¸c˜ao ao sul
do Brasil. Al´em disso, fortes anomalias no fluxo de umidade ocorrem no Pac´ıfico oeste.
Anomalias positivas de press˜ao no sudeste do Brasil e Atlˆantico subtropical e negativas a sul
(sul do Brasil, Uruguai e Argentina) est˜ao associadas a uma intensa a no malia anticiclˆonica
sobre o sudeste do Brasil e fortalecimento do JBN. Movimentos ascendentes s˜ao verificados
em n´ıveis m´edios na extens˜ao sul da ZCAS e ascendentes sobre o sudeste do Brasil. Em
altos n´ıveis uma intensa circula¸c˜ao anticiclˆonica anˆomala ocorre sobre a regi˜ao da ZCAS
ativa e um escoamento de nordeste ´e observado sobre o nordeste do Brasil (enfraquecimento
do Cava do do Nordeste).
Fica clara a invers˜ao entre os eventos positivos e negativos nas anomalias de circula¸c˜ao
em altos e baixos n´ıveis. Uma caracter´ıstica relevante ´e a revers˜ao das anomalias do vento
em baixos n´ıveis na regi˜ao central da bacia Amazˆonica. Anomalias de oeste (leste) ocorrem
acompanhadas da ZCAS intensa sobre o sudeste do Brasil (sul do Brasil, Uruguai e norte
da Arg entina). Estes resultados s˜ao coerentes com os trabalhos de Jones e Carvalho (2002)
e Herdies et al. (2002) que sugerem per´ıodos ativos (ZCAS intensa) e de quebra (ZCAS
fraca) do sistema de mon¸c˜ao associados a regimes de oeste e leste, respectivamente.
Na Figura 2.5 pode ser o bservada a evolu¸c˜ao temporal das anomalias semanais de TSM
para os eventos positivos e negativos. Na composi¸c˜ao dos eventos positivos, a no malias
negativas s˜a o observadas em todo o Pac´ıfico leste e se enfraquecem ao longo do tempo,
ficando restritas apenas `a regi˜ao equatorial durante a semana em que ocorre o evento. No
Pac´ıfico Sul, anomalias negativas s˜ao persistentes na regi˜ao central nessas quatro semanas
analisadas, enquanto anomalias positivas na costa nordeste da Austr´alia se alongam para
sudeste. E no Pac´ıfico equatorial, anomalias positivas na regi˜ao central se estendem para
oeste.
Nos eventos negativos, em uma situa¸c˜ao praticamente oposta, anomalias positivas no
leste do Pac´ıfico Sul se enfraquecem e ficam restritas `a regi˜ao equatorial. Anomalias
negativas em grande parte do Pac´ıfico oeste tamb´em se enfraquecem e limitam-se `as regi˜oes
equatorial e subtropical.
Se¸c˜ao 2.3. C omposi¸c˜oes de epis´odios ZCAS 23
(a) (b)
(c) (d)
(e) (f)
(h) (h)
Figura 2.5: Composi¸c˜ao de anomalia de TSM (
◦
C) para os eventos positivos (a, c, e, g) e negativos (b,
d, f, h) do terceiro modo da DVS. De cima para baixo os gr´aficos representam anomalias para trˆes, duas
e uma semana antes do evento e para a semana em que ocorr e o evento.
24 Cap´ıtulo 2. Influˆencia Remota do Oceano Pac´ıfico sobre a ZCAS
A evolu¸c˜ao das anomalias de ROLE e de fun¸c˜ao corrente em 200 hPa s˜ao apresentadas
na Figura 2.6. Trˆes semanas antes do intenso dipolo de anomalias de ROLE em sua fase
positiva, verifica- se a fase oposta desse dipolo, com anomalias positivas sobre o sudeste do
Brasil e negativas sobre o sul de nordeste do Brasil. Anomalias negativas de ROLE s˜ao
verificadas no norte da Austr´alia e no Pac´ıfico tropical oeste e anomalias positivas `a frente
(em torno de 170
◦
W).
´
E poss´ıvel observar um trem de ondas do Pac´ıfico tropical oeste em
dire¸c˜ao aos subtr´opicos, que muda sua dire¸c˜ao para nordeste quando atinge a Am´erica do
Sul e atua na regi˜ao do dipolo da ZCAS.
Duas semanas antes do dipolo ativo em sua fase positiva, anomalias de ROLE na
Am´erica do Sul se invertem e ocorre a propaga¸c˜ao para leste das anomalias do Pac´ıfico.
Al´em disso, s˜ao verificadas anomalias positivas de ROLE na regi˜ao equatorial a o norte da
Austr´alia Na semana que antecede o evento, anomalias negativas de ROLE ocorrem sobre
o nordeste e sudeste do Brasil e anomalias positivas s˜ao o bservadas sobre o noroeste da
Am´erica do Sul. No Pac´ıfico oeste anomalias positivas de ROLE podem ser verificadas,
com exce¸c˜ao da costa nordeste da Austr´alia e a nomalias negativas ocorrem na regi˜ao de
atua¸c˜ao da ZCPS.
Na composi¸c˜ao da semana em que ocorrem os eventos positivos o dipolo de anomalias
de ROLE sobre a Am´erica do Sul ´e bastante intenso. No Pac´ıfico, anomalias positivas
de ROLE s˜ao observadas sobre o Continente Mar´ıtimo e Pac´ıfico tropical oeste, enquanto
anomalias negativas s˜ao verificadas no Pac´ıfico oeste equatorial. Por fim, o trem de onda
originado no Pac´ıfico tropical ´e bastante intenso sobre a Am´erica do Sul.
Na fase oposta do dipolo, trˆes semanas antes da semana em que ocorre o evento, o
sinal ´e fraco e novamente invertido sobre a Am´erica do Sul. Anomalias de ROLE negativas
s˜ao encontradas no Pac´ıfico tropical oeste e um fraco trem de onda tem impacto sobre a
Am´erica do Sul. Duas semanas antes, o sinal sobre a Am´erica do Sul ´e fraco, com anomalias
negativas de ROLE no norte da Argentina, e a convec¸c˜ao aumenta no Continente Mar´ıtimo.
Na semana que antecede a fa se ativa do n´ucleo sul do dipolo , o sinal sobre a Am´erica do
Sul ainda ´e fraco e as anomalias enfraquecem sobre o Continente Mar´ıtimo. Na semana em
que o dipolo est´a ativo, a convec¸c˜ao ´e elevada sobre o Continente Mar´ıtimo e suprimida a
leste. E o trem de ondas ´e bastante intenso sobre a Am´erica do Sul.
Se¸c˜ao 2.3. C omposi¸c˜oes de epis´odios ZCAS 25
(a) (b)
(c) (d)
(e) (f)
(h) (h)
Figura 2.6: Composi¸c˜ao de anomalia de ROLE (W m
−2
) e de fun¸c˜ao corrente em 200 hPa (contornos
representam intervalos de 3 × 10
−6
m
2
s
−1
, com linhas cont´ınuas para valor es positivos e tra cejadas para
valores negativos) para os eventos positivos (a, c, e, g) e negativos (b, d, f, h) do terceiro modo da DVS.
De cima pa ra baix o os gr´aficos representam anomalias para trˆes, duas e uma semana antes do evento e
para a semana em que ocorre o evento.
26 Cap´ıtulo 2. Influˆencia Remota do Oceano Pac´ıfico sobre a ZCAS
2.4 Conclus˜oes
A r ela¸c˜ao entre o dipolo de precipita¸c˜ao da ZCAS e a TSM do Oceano Pac´ıfico foi obtida
no terceiro modo acoplado, obtido atrav´es da aplica¸c˜ao da t´ecnica de DVS, entre anomalias
de ROLE sobre a Am´erica do Sul e anomalias de TSM no O ceano Pac´ıfico para o ver˜ao
austral. Neste modo, a fase com elevada precipita¸c˜ao sobre a ZCAS em sua posi¸c˜ao mais ao
norte aparece associada `a anomalias frias de TSM no Pac´ıfico equatorial leste e anomalias
quentes no Pac´ıfico tropical oeste. Um padr˜ao oposto de TSM ´e observado quando a ZCAS
encontra-se sobre o sul de Brasil. Uma an´alise de composi¸c˜oes das anomalias de TSM para
as duas fases do dipolo indicou a presen¸ca de anomalias frias na regi˜ao do Continente
Mar´ıtimo quando o n´ucleo norte do dipolo est´a a tivo e n˜ao s˜ao observadas anomalias nesta
regi˜ao quando o n´ucleo sul do dipolo est´a ativo.
As composi¸c˜oes das anomalias dos campos atmosf´ericos indicaram padr˜oes opostos na
circula¸c˜ao de altos e baixos n´ıveis para as fases do dipolo. Anomalias de oeste (leste)
em baixos n´ıveis na regi˜ao tropical continental ocorrem nos casos do n´ucleo norte (sul)
ativo e s˜ao coerentes com per´ıodos a tivos (de quebra) do SMAS (Jones e Carvalho, 2002).
Com rela¸c˜ao ao fluxo de umidade, no n´ucleo norte a tivo existe a convergˆencia da umidade
Amazˆonica com a umidade oriunda do Atlˆantico tropical. Por outro lado, quando o n´ucleo
sul est´a ativo, o JBN ´e bastante intenso e transp orta umidade da Amazˆonia que converge
com o fluxo de umidade do Atlˆantico subtropical.
A evolu¸c˜ao dos campos de anomalias semanais de ROLE e de fun¸c˜ao corrente em 2 00
hPa, indicou uma rela¸c˜ao entre a convec¸c˜ao do Pac´ıfico e a convec¸c˜ao sobre a gangorra
da ZCAS. Esta rela¸c˜ao ´e clara principalmente na regi˜ao do Continente Mar´ıtimo e indica
que quando ocorre supress˜ao (aumento) da convec¸c˜ao nesta regi˜ao o n´ucleo norte (sul) do
dipolo da ZCAS est´a ativo. Al´em disso, fica claro que esta rela¸c˜ao apresenta significativa
variabilidade em escala intrasazonal.
Estes padr˜oes parecem ser coerentes com os resultados obtidos por outros trabalhos,
que ressaltam a imp ortˆancia das teleconex˜oes sobre a convec¸c˜ao na ZCAS (Kiladis e Weick-
mann, 1992b; Grimm e Silva Dias, 1995; Nogu´es-Paegle e Mo, 1997; Peagle et al., 2000;
entre outros). A principal rela¸c˜ao da ZCAS com o Oceano Pac´ıfico ocorre devido a estas
teleconex˜oes, principalmente em escalas intrasazonais. Entretanto, alguns padr˜oes veri-
Se¸c˜ao 2.4. C onclus˜oes 27
ficados nesses t r abalhos n˜ao ficaram n´ıtidos nas an´alises realizadas (como a rela¸c˜ao com
a convec¸c˜ao do Pac´ıfico central), provavelmente devido `a baixa resolu¸c˜ao temporal das
an´alises.
28 Cap´ıtulo 2. Influˆencia Remota do Oceano Pac´ıfico sobre a ZCAS
Cap´ıtulo 3
Influˆencia Local do Oceano Atlˆantico s obre a ZCAS
3.1 Revis˜ao Bibliogr´afica
A influˆencia do Oceano Atlˆantico no clima do Brasil ´e menos conhecida do que a in-
fluˆencia do Oceano Pac´ıfico, por´em muitos estudos vem sendo realizados e existem fortes
evidˆencias de que as condi¸c˜oes oceˆanicas e atmosf´ericas sobre a Bacia do Atlˆantico in-
fluenciam fortemente a variabilidade do clima da Am´erica do Sul. Segundo Silva Dias e
Marengo (1999 ) o espectro de freq¨uˆencias dos processos oceˆanicos e atmosf´ericos sobre o
Atlˆantico ´e largo, englobando a variabilidade intrasazonal, interanual e interdecadal das
correntes oceˆanicas e do campo de temperatura da s camadas superiores do oceano.
Estudos recentes tˆem analisado a influˆencia do Oceano Atlˆantico na variabilidade da
ZCAS. Barros et al. (2000) verificaram que para a regi˜ao sudeste da Am´erica do Sul (sul
do Brasil, Uruguai e norte da Argentina) a precipita¸c˜ao reduzida (elevada) no ver˜ao est´a
associada a uma intensa (fraca) ZCAS e deslocamento desta para nort e (sul). Este estudo
tamb´em constatou que anomalias de TSM quentes (frias) na regi˜ao entre 20
◦
S-40
◦
S e a
oeste de 30
◦
W s˜ao acompanhadas de um deslocamento da ZCAS para sul (norte).
A variabilidade interanual e interdecadal da ZCAS foi investigada por Robertson e Me-
choso (2 000). Em escalas de tempo interanuais, a intensifica¸c˜ao da ZCAS e a subsidˆencia
anˆomala a sudoeste da fonte de calor associada (conforme explicado por Gandu e Silva
Dias, 1998) s˜ao acompanhadas por um v´ortice ciclˆonico na alta troposfera na encosta dos
Andes. Seguindo essa variabilidade interanual, anomalias de TSM s˜ao estatisticamente
significativas sobre o Atlˆantico sudoeste, em forma de dipolo com linha nodal em apro-
ximadamente 40
◦
S. Desta forma, intensifica¸c˜oes na escala de tempo interanual da ZCAS
30 Cap´ıtulo 3. Influˆencia Local do Oceano Atlˆantico s obre a ZC AS
tendem a acompanhar anomalias de TSM negativas a norte de 40
◦
S e positivas ao sul.
Em escalas de tempo interdecadais Ro bertson e Mechoso (2000) verificaram uma as-
socia¸c˜ao entre a ZCAS e a predominˆancia de anomalias de TSM a norte de 30
◦
S, que se
estendem para o equador, enquanto anomalias ao sul de 30
◦
S s˜ao aproximadamente nulas.
Os autores sugerem que a var ia bilidade interdecadal encontrada para a Am´erica do Sul
pode ser parte regional da variabilidade do Atlˆantico Sul documentada por Venegas et al.
(1997), que indica um modo de va riabilidade no qual anomalias de TSM s˜ao dirigidas pelo
fortalecimento e enfraquecimento da ASAS.
Doyle e Barros (200 2) investigaram a variabilidade interanual da circula¸c˜ao de baixos
n´ıveis e o campo de precipita¸c˜ao na Am´erica do Sul subtropical associadas a anomalias
de TSM na parte oeste do Atlˆantico Sul subtropical. Eles verificaram que as duas fa -
ses da circula¸c˜ao de baixos n´ıveis associadas `a gango rra da ZCAS dependem da TSM na
regi˜ao oceˆanica avaliada. A sugest˜ao dos autores ´e a existˆencia de um processo de reali-
menta¸c˜ao positivo, que contribuiria para manter anomalias de TSM positivas (negativas),
fraca (intensa) atividade da ZCAS e um padr˜ao de circula¸c˜ao de baixos n´ıveis composto
pelo eventos de anomalias de TSM positivas (negativas). O padr˜ao de circula¸c˜ao para o
caso de anomalias de TSM po sitivas inclui um fluxo m´edio dos tr´opicos para sudeste, que
come¸ca em 10
◦
S e converge com o fluxo de oeste em 35
◦
S (ZCAS em sua posi¸c˜ao ao sul).
Para o padr˜ao de anomalias negativas, o fluxo dos tr´opicos vira-se para leste em dire¸c˜ao
`a ZCAS, enquanto ao sul h´a uma circula¸c˜ao anticiclˆonica com fluxo de leste ao norte de
35
◦
S (ZCAS em sua posi¸c˜ao norte).
Um modelo atmosf´erico regional foi utilizado por Teixeira et al. (2002) a fim de si-
mular a ZCAS e verificar sua sensibilidade `a TSM do Atlˆantico sudoeste. Os resultados
mostraram que o posicionamento e a intensidade da precipita¸c˜ao da Z CAS simulada foram
influenciados pela TSM, levando a posi¸c˜a o da ZCAS em dire¸c˜ao das ´aguas mais quentes.
Este sistema produziu mais (menos) precipita¸c˜ao sobre as regi˜oes que tinham aumento
(diminui¸c˜ao) de TSM.
Barreiro et al. (2002) investigaram a variabilidade interanual e decadal da ZCAS
atrav´es de experimentos com um Modelo de Circula¸c˜ao Geral Atmosf´erico (MCGA). Os
resultados produziram uma resposta local `a anomalias de TSM do Atlˆa ntico Sul, com estru-
tura de dipolo centrado em torno de 25
◦
S, quase sem sinal sobre o continente e consistindo
Se¸c˜ao 3.1. Revis˜ao Bibliogr´afica 31
em uma estrutura de dipolo na precipita¸c˜ao pr´oxima a costa da Am´erica do Sul, acom-
panhada por uma circula¸c˜ao hor´aria anˆomala (ciclˆonica) dos ventos de sup erf´ıcie. Esta
variabilidade indica um aumento da precipita¸c˜ao na par te norte da ZCAS e uma redu¸c˜ao
da precipita¸c˜ao a sudoeste do sistema, associados a anomalias de TSM positivas entre o
equador e aproximadamente 25
◦
S.
Atrav´es de uma a n´alise da sensibilidade da circula¸c˜ao atmosf´erica a a nomalias de TSM
no Atlˆantico tropical e subtropical utilizando um MCGA, Robertson et al. (2003) apresen-
taram uma resposta similar `a obtida por Barreiro et al. (2002). Entretanto, a influˆencia
das anomalias de TSM ´e oposta a observa da por Robertson e Mechoso (2000). Sobre
o Atlˆantico Sul subtropical, o MCGA exibe resposta barocl´ınica `a for¸cante t´ermica e ´e
sugerido um processo de realimenta¸c˜ao positivo.
O acoplamento entre a ZCAS e o Oceano Atlˆa ntico Sul foi explorado por Chaves e No-
bre (2004), atrav´es de experimentos num´ericos com um MCGA e um Modelo de Circula¸c˜ao
Geral Oceˆanico (MCGO). Os experimentos com o MCGA mostraram que anomalias quen-
tes de TSM sobre o Atlˆantico Sul tendem a intensificar a ZCAS e desloc´a-la para no rt e,
enquanto anomalias frias de TSM sobre esta regi˜ao tendem a enfraquecer a ZCAS. Os
experimentos com o MCGO, por outro lado, mostraram que a intensifica¸c˜ao da ZCAS
contribui para um resfriament o sob a r egi˜ao oceˆanica adjacente a este sistema atrav´es da
redu¸c˜ao da radia¸c˜ao solar de onda curta incidente, causando anomalias frias de TSM ou
o enfraquecimento de anomalias quentes de TSM pr´e- existentes. Os resultados obtidos
neste trabalho sugerem que anomalias negativas de TSM geralmente observadas abaixo da
ZCAS representam uma resposta do oceano `a for¸cante atmosf´erica.
A sensibilidade da precipita¸c˜ao na ZCAS a anomalias de TSM foi avaliada por Barreiro
et a l. (2005), utilizando dois MCGA’s. Os modelos mostraram consistentemente um sinal
for¸cado muito similar na precipita¸c˜ao, principalmente na por¸c˜ao oceˆanica da ZCAS. Este
sinal apresenta escalas temporais interanuais a decadais e consiste em um deslocamento e
fortalecimento da ZCAS em dire¸c˜ao `a ´aguas anomalamente quentes presentes no Atlˆa ntico
entre 0 e 30
◦
S. Os autores ressaltam que os resultados obtidos, em conjunto com os resulta-
dos apresentados por Robertson et al. (2003), sugerem um padr˜ao de resposta atmosf´erica
muito robusta na regi˜ao da ZCAS a anomalias de TSM no Atlˆantico.
A forte influˆencia do Oceano Atlˆantico subtropical sobre o clima do sul e sudeste do Bra-
32 Cap´ıtulo 3. Influˆencia Local do Oceano Atlˆantico s obre a ZC AS
sil foi observada por Cardoso (2005). Neste estudo foi r ealizado um experimento num´erico
com um MCGA para o per´ıodo de ver˜ao, utilizando TSM’s mais frias do que as clima-
tol´ogicas na regi˜ao do Atlˆantico subtropical oeste. Os resultados indicaram redu¸c˜ao da
precipita¸c˜ao sobre a ZCAS e aumento sobre o extremo sul do Brasil. Este comportamento
ocorreu devido `a intensifica¸c˜ao da ASAS, que se manteve numa configura¸c˜ao desfavor´avel
para que os transientes atinjam o SE brasileiro.
A evolu¸c˜ao temporal da variabilidade acoplada entre a ZCAS e a TSM abaixo foi
avaliada por De Almeida et al. (2007). Os resultados indicaram que a ZCAS ´e intensificada
(enfraquecida) por anomalias de TSM quentes (frias) no in´ıcio do ver˜ao, que se deslocam
para norte. Essa migra¸c˜ao ´e acompanhada pelo resfriamento (aqueciment o) das anomalias
oceˆanicas originais. Estes resultados est˜ao de acordo com o trabalho de Chaves e Nobre
(2004), que atrav´es da utiliza¸c˜ao de modelos num´ericos sugeriram a existˆencia de um
processo negativo de realimenta¸c˜ao entre a ZCAS e o campo de TSM do Atlˆantico sul
observado abaixo.
3.2 Decomposi¸c˜ao em Valores Singulares
Nesta etapa do trabalho foram utilizadas a s mesmas bases de dados do cap´ıtulo anterior,
para o per´ıodo de dezembro 1981 a fevereiro de 2007: dados semanais de TSM da NOAA
(OISST - V2, Reynolds et al. 2 002) interpolados para resolu¸c˜ao de 2
◦
× 2
◦
; e dados di´ar io s
de ROLE interpolados da NOAA (Liebmann e Smith, 1996), com resolu¸c˜ao de 2, 5
◦
×2, 5
◦
.
Novamente, a fim de identificar padr˜oes associados `a ZCAS, foram usados apenas os
meses do ver˜ao austral (dezembro, janeiro e fevereiro) e obtidas m´edias semanais dos dados
de ROLE equivalente `as m´edias de TSM.
A DVS (A) foi realizada a fim de avaliar a rela¸c˜ao entre TSM do Oceano Atlˆantico e
ROLE. Esta an´alise identifica apenas os modos de comportamento nos quais as varia¸c˜oes
da TSM e da ROLE s˜ao fortemente acopladas. A DVS foi aplicada nas anomalias semanais
(obtidas atrav´es da remo¸c˜ao do ciclo anual) de ROLE sobre a Am´erica do Sul e TSM do
Oceano Atlˆantico Sul. Para os dados de TSM o dom´ınio utilizado vai de 5 0
◦
S a 0 e de
60
◦
W a 15
◦
E e para ROLE a ´area selecionada estende-se de 40
◦
S a 0 e de 65
◦
W a 30
◦
W.
Al´em disso, esta t´ecnica foi aplicada para duas condi¸c˜oes de defasagem entre a ROLE e
Se¸c˜ao 3.2. Decomposi¸c˜ao em Valores Singulares 33
a TSM, com a TSM defasada negativamente e positiva mente uma semana com rela¸c˜ao a
ROLE.
As Fra¸c˜oes de Covariˆancia Q uadra da (FCQ) explicadas pelos trˆes primeiros modos, nos
trˆes casos avaliados, s˜ao apresentados na Tabela 3.1. Os trˆes primeiros modos do caso sem
defasagem, com defasagem negativa da TSM e com defasagem positiva da TSM explicam
respectivament e 66,1%, 61,5% e 67,4% da covariˆancia deste acoplamento. O primeiro e
o terceiro modos explicam maior FCQ para a TSM defasada positivamente e o segundo
modo apresenta um acoplamento mais intenso no caso sem defasagem.
Tabela 3.1 - FCQ (%) dos trˆes primeiros mo dos acoplados entre anomalias de ROLE sobre a Am´erica do
Sul e anomalias de TSM do Oceano Atlˆantico.
Modo
Defasagem 1 2 3
0 36,2 20,5 9,4
-1 32,5 18,0 11,0
+1 39,4 16,6 11,4
O primeiro modo obtido para os trˆes casos de defasagem ´e apresentado na Figura 3.1.
O campo homogˆeneo de anomalias de ROLE apresenta um n´ucleo intenso sobre o nordeste
do Brasil e um fraco n´ucleo de sinal oposto para os trˆes casos de defasagem. No caso da
TSM defasada negativamente com rela¸c˜ao `a ROLE, o n´ucleo do nordeste ´e ligeiramente
mais fraco e, com a evolu¸c˜ao temporal, se intensifica ligeiramente. O oposto ocorre com o
n´ucleo sul, que ´e mais forte no caso da defasagem negativa.
O campo homogˆeneo de ROLE do primeiro modo apresenta-se bastante similar a um
dos principais modos obtidos por Ferraz (2004), que buscou ent ender a variabilidade intra-
sazonal da precipita¸c˜ao sobre a Am´erica do Sul. Este modo, denominado “Modo Nordeste-
Sul”, apresenta variabilidade tempora l preferencial nas bandas de 20/30 e 30 /70 dias e as
anomalias de circula¸c˜ao originam-se de um trem de ondas que surge das lat itudes m´edias
do Pac´ıfico e se propaga para os subtr´opicos da Am´erica do Sul.
Este padr˜ao de anomalias de ROLE est´a associado a um dipolo de anomalias de TSM
no Atlˆantico em torno de 35
◦
S. As anomalias s˜ao mais intensas para a defasagem negativa
e enfraquecem gradativamente para o caso sem defasagem e com defasagem positiva. Este
34 Cap´ıtulo 3. Influˆencia Local do Oceano Atlˆantico s obre a ZC AS
−0.9
−0.7
−0.5
−0.3
0.3
0.5
0.7
0.9
−65 −55 −45 −35
−40
−30
−20
−10
0
ROLE (Defasagem −1)
ROLE
Tempo (semanas)
12/81 12/86 12/91 12/96 12/01 12/06
−2 0 1 2
TSM
Tempo (semanas)
12/81 12/86 12/91 12/96 12/01 12/06
−1.5 0.0 1.5
−0.9
−0.7
−0.5
−0.3
0.3
0.5
0.7
0.9
−60 −50 −40 −30 −20 −10 0 10
−40
−30
−20
−10
0
TSM (Defasagem −1)
(a) (b) (c)
−0.9
−0.7
−0.5
−0.3
0.3
0.5
0.7
0.9
−65 −55 −45 −35
−40
−30
−20
−10
0
ROLE
ROLE
Tempo (semanas)
12/81 12/86 12/91 12/96 12/01 12/06
−2 0 1 2
TSM
Tempo (semanas)
12/81 12/86 12/91 12/96 12/01 12/06
−1.0 0.5
−0.9
−0.7
−0.5
−0.3
0.3
0.5
0.7
0.9
−60 −50 −40 −30 −20 −10 0 10
−40
−30
−20
−10
0
TSM
(d) (e) (f)
−0.9
−0.7
−0.5
−0.3
0.3
0.5
0.7
0.9
−65 −55 −45 −35
−40
−30
−20
−10
0
ROLE (Defasagem +1)
ROLE
Tempo (semanas)
12/81 12/86 12/91 12/96 12/01 12/06
−2 0 1 2
TSM
Tempo (semanas)
12/81 12/86 12/91 12/96 12/01 12/06
−1.0 0.5 1.5
−0.9
−0.7
−0.5
−0.3
0.3
0.5
0.7
0.9
−60 −50 −40 −30 −20 −10 0 10
−40
−30
−20
−10
0
TSM (Defasagem +1)
(g) (h) (i)
Figura 3.1: Campos homogˆeneos do primeiro modo da DVS aplicada `as anomalias ROLE (a, d, g) e TSM
(c, f, i) para os trˆes casos de defasagem de TSM. As reg i˜oes coloridas s˜ao estatisticamente s ignificativas,
pelo teste t-Student, ao n´ıvel de significˆancia de 5%. No centro s˜ao apresentadas as s´eries temporais destes
modos (b, e, h).
dipolo ´e semelhante ao obtido por Robertson e Mechoso (2000). Entretanto, nesse traba-
lho a varia bilidade da TSM aparece associada a intensifica¸c˜oes da ZCAS. Este resultado j´a
havia sido questionado por outros estudos (Barreiro et al, 2002; Mechoso et al. 2003; Bar-
reiro et a l, 200 5), que sugeriram que o modo atmosf´erico obtido por Robertson e Mechoso
Se¸c˜ao 3.2. Decomposi¸c˜ao em Valores Singulares 35
(2000) apresenta var ia bilidade predominantemente independente do sinal da TSM.
No presente estudo este modo de TSM, com anomalias frias de TSM entre o equador
e 30
◦
S e quentes ao sul desta latitude, a parece associado a um aumento da precipita¸c˜ao
sobre o nordeste do Brasil. Este modo de TSM tamb´em apresenta padr˜ao espacial muito
semelhante ao modo de variabilidade obtido por Venegas et al. (1997), freq¨uente no ver˜ao
do Hemisf´erio Sul, em que o enfraquecimento e forta lecimento da ASAS for¸ca flutua¸c˜oes
com estrutura de dipolo norte- sul na TSM por processos associados ao vento. Desta forma,
um enfraquecimento da ASAS estaria associado a um padr˜ao com anomalias de TSM
negativas a norte de 30
◦
S e positivas a sul e ´e consistente com um deslocamento da ZCIT
para sul, aumentando a precipita¸c˜a o sobre o nordeste do Brasil.
Na Figura 3.2 observam-se os segundos modos obtidos. O campo homogˆeneo de ano-
malias de ROLE deste modo claramente representa a varia¸c˜ao da ZCAS em sua posi¸c˜ao
mais a norte (ZCASN). O padr˜ao de anomalias de TSM no caso da defasagem negativa
indica que eventos de ZCASN s˜ao precedidos por anomalias frias de TSM, alongadas com
orienta¸c˜ao noroeste-sudeste, a partir de 20
◦
S. Durante e ap´os os eventos de ZCASN essas
anomalias se intensificam na por¸c˜ao central do oceano e enfraquecem na costa do Brasil.
Em casos de supress˜ao de precipita¸c˜ao sobre a regi˜ao da ZCASN, s˜ao verificadas anomalias
quentes de TSM sobre a regi˜ao oceˆanica em quest˜ao.
No caso sem defasagem ´e poss´ıvel observar um dip olo de anomalias de TSM, com
anomalias quentes acima de 20
◦
S associadas `a intensifica¸c˜ao da ZCASN. Este modo parece
ser coerente com os resultados obtidos por Barreiro et al. (2002), Robertson et al. (2003)
e Barreiro et al. (2005).
Outro padr˜ao associado `a variabilidade da ZCAS foi o btido no terceiro modo (Figura
3.3). Neste caso, a varia¸c˜ao da ZCAS em sua posi¸c˜ao mais a sul (ZCASS) ´e representada no
campo homogˆeneo de anomalias de ROLE. A variabilidade deste modo indica que eventos
de ZCASS ocorrem precedidos por anomalias de TSM frias na regi˜ao tropical e anomalias
quentes na regi˜ao subtropical oeste. Ao longo do tempo o m´aximo das anomalias frias
da regi˜ao tropical se desloca de oeste para leste e o n´ucleo de anomalias quentes vai para
oeste, em dire¸c˜ao `a costa sul e sudeste do Brasil. Este modo ´e consistente com os resulta dos
obtidos por Barros et al. (20 00) e Doyle e Barro s (2002) .
36 Cap´ıtulo 3. Influˆencia Local do Oceano Atlˆantico s obre a ZC AS
−0.9
−0.7
−0.5
−0.3
0.3
0.5
0.7
0.9
−65 −55 −45 −35
−40
−30
−20
−10
0
ROLE (Defasagem −1)
ROLE
Tempo (semanas)
12/81 12/86 12/91 12/96 12/01 12/06
−2 0 1 2
TSM
Tempo (semanas)
12/81 12/86 12/91 12/96 12/01 12/06
−1 0 1 2
−0.9
−0.7
−0.5
−0.3
0.3
0.5
0.7
0.9
−60 −50 −40 −30 −20 −10 0 10
−40
−30
−20
−10
0
TSM (Defasagem −1)
(a) (b) (c)
−0.9
−0.7
−0.5
−0.3
0.3
0.5
0.7
0.9
−65 −55 −45 −35
−40
−30
−20
−10
0
ROLE
ROLE
Tempo (semanas)
12/81 12/86 12/91 12/96 12/01 12/06
−1 1 2
TSM
Tempo (semanas)
12/81 12/86 12/91 12/96 12/01 12/06
−1.5 0.0 1.5
−0.9
−0.7
−0.5
−0.3
0.3
0.5
0.7
0.9
−60 −50 −40 −30 −20 −10 0 10
−40
−30
−20
−10
0
TSM
(d) (e) (f)
−0.9
−0.7
−0.5
−0.3
0.3
0.5
0.7
0.9
−65 −55 −45 −35
−40
−30
−20
−10
0
ROLE (Defasagem +1)
ROLE
Tempo (semanas)
12/81 12/86 12/91 12/96 12/01 12/06
−2 0 1 2
TSM
Tempo (semanas)
12/81 12/86 12/91 12/96 12/01 12/06
−1 0 1 2
−0.9
−0.7
−0.5
−0.3
0.3
0.5
0.7
0.9
−60 −50 −40 −30 −20 −10 0 10
−40
−30
−20
−10
0
TSM (Defasagem +1)
(g) (h) (i)
Figura 3.2: Idem Figura 3.1, mas para o segundo modo.
Se¸c˜ao 3.2. Decomposi¸c˜ao em Valores Singulares 37
−0.9
−0.7
−0.5
−0.3
0.3
0.5
0.7
0.9
−65 −55 −45 −35
−40
−30
−20
−10
0
ROLE (Defasagem −1)
ROLE
Tempo (semanas)
12/81 12/86 12/91 12/96 12/01 12/06
−2 0 1 2
TSM
Tempo (semanas)
12/81 12/86 12/91 12/96 12/01 12/06
−1.0 0.5 1.5
−0.9
−0.7
−0.5
−0.3
0.3
0.5
0.7
0.9
−60 −50 −40 −30 −20 −10 0 10
−40
−30
−20
−10
0
TSM (Defasagem −1)
(a) (b) (c)
−0.9
−0.7
−0.5
−0.3
0.3
0.5
0.7
0.9
−65 −55 −45 −35
−40
−30
−20
−10
0
ROLE
ROLE
Tempo (semanas)
12/81 12/86 12/91 12/96 12/01 12/06
−2 0 1 2
TSM
Tempo (semanas)
12/81 12/86 12/91 12/96 12/01 12/06
−1.0 0.5 1.5
−0.9
−0.7
−0.5
−0.3
0.3
0.5
0.7
0.9
−60 −50 −40 −30 −20 −10 0 10
−40
−30
−20
−10
0
TSM
(d) (e) (f)
−0.9
−0.7
−0.5
−0.3
0.3
0.5
0.7
0.9
−65 −55 −45 −35
−40
−30
−20
−10
0
ROLE (Defasagem +1)
ROLE
Tempo (semanas)
12/81 12/86 12/91 12/96 12/01 12/06
−2 0 1 2
TSM
Tempo (semanas)
12/81 12/86 12/91 12/96 12/01 12/06
−1.5 0.0 1.5
−0.9
−0.7
−0.5
−0.3
0.3
0.5
0.7
0.9
−60 −50 −40 −30 −20 −10 0 10
−40
−30
−20
−10
0
TSM (Defasagem +1)
(g) (h) (i)
Figura 3.3: Idem Figura 3.1, mas para o terceiro modo.
Conforme analisado, o segundo e o terceiro modo representam a variabilidade acoplada
entre o Atlˆantico Sul e a ZCAS. Portanto, a fim de obter uma melhor compreens˜ao destes
modos e seus padr˜oes de circula¸c˜ao, foi realizada uma an´alise de composi¸c˜a o.
38 Cap´ıtulo 3. Influˆencia Local do Oceano Atlˆantico s obre a ZC AS
3.3 Composi¸c˜oes
As composi¸c˜oes foram realizadas baseadas nas s´eries temporais do segundo e terceiro
modos de anomalias de TSM. Foram selecionados os eventos que apresentam desvios maio-
res ou menores que um desvio padr˜ao, para os trˆes casos de defasagem. Conforme esperado,
o resultado foi muito semelhante. Portanto, foram escolhidos os eventos verificados nos
casos de defasagem diferentes, selecionando os eventos mais significativos.
Para o modo ZCASN (segundo modo da DVS) foram selecionados 77 eventos para a
fase ativa e 31 para a fase inativa. A fase ativa do modo ZCASS (terceiro modo da DVS)
´e a mais freq¨uent e, com 97 eventos selecionados, contra ap enas 10 da fase inativa. Em
ambos os casos ocorre um n´umero muito maior de eventos extremos nas fases ativas dos
modos.
As composi¸c˜oes fora m realizadas para a ROLE, a fim de verificar o comportamento
da convec¸c˜ao, e para as anomalias de TSM. Al´em disso foram utilizados dados di´arios da
Rean´alise do NCEP para obter os campos de anomalias semanais de vento em 850 hPa e
200 hPa, press˜ao a o n´ıvel do mar (PNM), velocidade vertical em coordenada de press˜ao
- ω - em 500 hPa e fluxo de umidade integrado verticalmente entre 1000 hPa e 500 hPa
(neste caso foram utilizados os perfis verticais de vento e umidade espec´ıfica).
Na Figura 3.4 s˜ao apresentadas as composi¸c˜oes dos campos atmosf´ericos para ZCASN
ativa e inativa. Nos eventos de ZCASN ativa, a convec¸c˜ao tropical se estende em dire¸c˜ao
ao sudeste do Brasil e oceano adjacente (Figura 3.4 a). Na regi˜ao equatorial ocorre um
fortalecimento do fluxo de umidade, aumentando o transpor t e de umidade do Atlˆantico
equatorial em dire¸c˜ao `a Am´erica do Sul. O transporte de umidade da Amazˆonia ´e enfra-
quecido em dire¸c˜ao ao sul e fortalecido em dire¸c˜ao `a ZCAS. Sobre o Atlˆantico subtropical
oeste, s˜ao observadas intensas anomalias de noroeste, a partir da costa do sul do Brasil, no
campo de fluxo de umidade. Al´em disso, na borda sul da ZCAS ocorrem anomalias de sul
no fluxo de umidade proveniente do Atlˆantico, possibilitando o aumento da convergˆencia
de umidade sobre a ZCAS.
O campo de press˜ao, para eventos de ZCASN ativa, apresenta uma anomalia positiva
sobre o Atlˆantico sudoeste, entre 40-60
◦
S (Figura 3.4 b). Uma anomalia anticiclˆonica em
baixos n´ıveis sobre esta regi˜ao ´e consistente com a anomalia positiva da press˜ao. Al´em
Se¸c˜ao 3.3. Composi¸c˜oes 39
(a) (b) (c)
(d) (e) (f)
Figura 3.4: Composi¸c˜ao dos eventos ZCASN ativa (a, b, c) e inativa (d, e, f ). Os gr´aficos da direita
apresentam os campos de ROLE (W m
−2
) e anomalia do fluxo de umidade integrado verticalmente (10 g
cm
−1
s
−1
), os gr´aficos do c e ntro apresentam os campos de anomalia de press˜ao (hP a) e do vento em 850
hPa (m s
−1
) e os gr´aficos da esquerda apresentam as anomalias da velocidade vertical ω (P a s
−1
) e do
vento em 200 hPa (m s
−1
).
disso, uma anomalia ciclˆonica ocorre sobre a ZCAS e as anomalias de sudeste na borda sul
do ciclone e borda norte do anticiclone possibilitam um aumento da convergˆencia com o
escoamento proveniente da Amazˆonia (anomalias de oeste) sobre o centro-oeste e sudeste
do Brasil. Em n´ıveis m´edios a velocidade vertical indica movimentos ascendentes sobre a
ZCAS (mais intenso sobre o oceano) e parte da Argentina e Uruguai, e movimentos descen-
dentes sobre o sul do Brasil e oceano adjacente (Figura 3.4 c). Com rela¸c˜ao ao escoament o
em altos n´ıveis, uma anomalia ciclˆonica ´e consistente com a regi˜ao de subsidˆencia e parece
haver um fortalecimento do Cavado do Nordeste.
Para os eventos de ZCASN inativa, a convec¸c˜ao associada `a ZCAS se estende em dire¸c˜ao
40 Cap´ıtulo 3. Influˆencia Local do Oceano Atlˆantico s obre a ZC AS
aos estados de S˜ao Paulo, Paran´a e Santa Catarina (Fig ura 3.4 d). Nestes casos, a nomalias
de leste s˜ao verificadas no campo de fluxo de umidade na regi˜ao tropical continental, indi-
cando um aumento do t r anspo rt e de umidade do Atlˆantico tropical. Nas proximidades da
ZCAS as anomalias s˜ao fracas, indicando um compor tamento parecido com a climatologia,
ou seja, fluxo de umidade de leste na regi˜ao tropical, proveniente do Atlˆantico, convergindo
com o fluxo de norte, proveniente da Amazˆonia, sobre a regi˜ao da ZCAS. Com rela¸c˜ao `a
press˜ao, anomalias positivas se estendem a partir de 15
◦
S at´e o sul do continente e anoma-
lias negativas s˜ao observadas sobre o Atlˆantico Sul entre 30-50
◦
S (Figura 3.4 e). Em baixos
n´ıveis as anomalias do vento s˜ao consistentes com as anomalias de press˜ao e proporcionam
intensos ventos de sul no Atlˆantico subtropical oeste, que penetram no continente sobre o
sul do Bra sil e aumentam a convergˆencia em baixos n´ıveis nesta regi˜ao. Movimento ascen-
dente anˆomalo em n´ıveis m´edios ocorre na regi˜ao da ZCAS, principalment e sobre o oceano,
e subsidˆencia ´e verificada a norte e a sul desta regi˜ao (Figura 3.4 f). A circula¸c˜a o em altos
n´ıveis indica a presen¸ca de um cavado anˆomalo, que favor ece a convec¸c˜ao na ZCAS, e um
movimento anticiclˆonico anˆomalo sobre a subsidˆencia ao norte da ZCAS.
A evolu¸c˜ao das anomalias de TSM para o s eventos de ZCASN ativos e inativos pode ser
verificada na Figura 3.5. A composi¸c˜ao da fase ativa dos eventos de ZCASN indicam ano-
malias positivas de TSM na regi˜ao tropical e costa da Arg entina e negativa s no Atlˆa ntico
subtropical e ao longo da costa do Brasil. Nesta regi˜ao ocorre uma intensifica¸c˜ao das
anomalias frias na semana em que ocorre o evento e uma atenua¸c˜ao na semana seguinte.
Neste caso anomalias frias de TSM parecem ser a causa do aumento da PNM e das ano-
malias anticiclˆonicas em baixos n´ıveis, uma vez que circula¸c˜oes anticiclˆonicas f avorecem o
aquecimento do oceano abaixo.
A estrutura de dipolo obtida parecer ser um pouco diferente da estrutura apresen-
tada nos trabalhos de Barreiro et al. (2002), Robertson et al. (2003) e Barreiro et al.
(2005), devido `as a no malias fr ia s na costa do Brasil. Nesses trabalhos a precipita¸c˜ao ele-
vada encontra-se sobre anomalias quentes de TSM, com um m´aximo em aproximadamente
20
◦
S. Embora alguns padr˜oes de circula¸c˜ao obtidos sejam semelhantes aos resultados dos
trabalhos mencionados, a mesma explica¸c˜ao n˜ao pode ser levada em conta, pois considera
que as anomalias positivas na costa do Brasil for¸cam inicialmente a atmosfera.
A partir destas composi¸c˜oes, a variabilidade do modo ZCASN em sua fase ativa pa-
Se¸c˜ao 3.3. Composi¸c˜oes 41
(a) (b) (c)
(d) (e) (f)
Figura 3.5: Composi¸c˜ao das anomalias de TSM (
◦
C) para eventos de ZCASN ativa (a, b, c) e inativa (d,
e, f ). S˜ao apre sentados os campos compostos da semana anterior aos eventos (esquerda), da semana dos
eventos (centro) e da semana posterior aos eventos (direita).
rece ser coerente com o estudo de Robertson e Mechoso (2000). Estes a uto r es sugerem
que as anomalias quentes ao sul de 40
◦
S coincidem com ventos de oeste mais fracos e s˜ao
consistentes com o efeito da evapora¸c˜ao reduzida. As anomalias f r ia s est˜ao parcialmente
abaixo do cavado atmosf´erico frio associado `a ZCAS intensificada e tamb´em s˜ao consis-
tentes com a for¸cante atmosf´erica (termodinamicamente e atrav´es do bombeamento de
Ekman a nˆomalo). Este argumento pode explicar a intensifica¸c˜ao das anomalias negati-
vas observadas na semana em que ocorre o evento. Al´em disso, os autores ressaltam que
anomalias de TSM negativas podem refor¸car o cavado atmosf´erico. Este dipolo de anoma-
lias de TSM coincide com a regi˜ao de confluˆencia Brasil-Malvinas, sugerindo uma poss´ıvel
origem oceˆanica.
Na fase inativa da ZCASN s˜ao verificadas anomalias frias na regi˜ao tropical e quentes
abaixo de 20
◦
S na semana que precede o evento. Nas semanas seguintes as anomalias
quentes se intensificam a oeste e as anomalias frias restritas `a costa da Argentina se esten-
dem e se intensificam na costa do sul do Brasil e Uruguai. Neste caso parece haver uma
for¸cante das ano malias quentes oceˆanicas para a atmosfera, gerando a circula¸c˜ao anˆomala
42 Cap´ıtulo 3. Influˆencia Local do Oceano Atlˆantico s obre a ZC AS
ciclˆonica sobre o Atlˆantico sudoeste, que favorece a convergˆencia na regi˜ao sul do Brasil.
As anomalias f rias que se intensificam abaixo da ZCAS podem ser novamente explicadas
pela for¸cante atmosf´erica.
As composi¸c˜oes dos eventos ativos e inativos do modo ZCASS podem ser observadas
na Figura 3.6. A ZCASS ativa apresenta a extens˜ao da convec¸c˜ao em dire¸c˜ao a o sul do
Brasil, semelhant e `a ZCASN inativa, por´em, parece mais fraca e n˜ao ´e muito ativa sobre o
oceano (Figura 3.6 a). Anomalias de leste sobre o Atlˆa ntico tropical no fluxo de umidade,
indicam aumento do fluxo de umidade oceˆanico para a Am´erica do Sul. Anomalias de
oeste no fluxo de umidade ocorrem na regi˜ao de convec¸c˜ao do Brasil central. No Atlˆant ico
subtropical, anomalias de leste no fluxo de umidade s˜ao desviadas para sul antes de atingir
o continente. No campo de press˜ao, fraca anomalia negativa ocorre sobre o sul do Brasil e
anomalias positivas ocorrem no Atlˆantico sudoeste (Figura 3.6 b). A circula¸c˜ao em baixos
n´ıveis, coerente com as anomalias de press˜a o, favo r ece um escoamento a nˆomalo de norte
no Atlˆantico subtropical. Al´em disso, ´e poss´ıvel verificar um fortalecimento do JBN. Em
n´ıveis m´edios ocorre movimento ascendente anˆo malo sobre o sul e descendente sobre o
sudeste do Brasil (Figura 3.6 c). Em altos n´ıveis a principal caracter´ıstica verificada ´e uma
anomalia anticiclˆonica sobre a regi˜a o de ascens˜ao da ZCAS.
Para a ZCASS inativa, a convec¸c˜ao tropical se estende em dire¸c˜ao ao sudeste do Brasil
(Figura 3.6 d), como para a ZCASN ativa. Na regi˜ao tropical continental s˜ao verificadas
anomalias de oeste no fluxo de umidade, indicando uma redu¸c˜ao na umidade Amazˆonica
proveniente do Atlˆantico tropical. Ocorre tamb´em uma n´ıtida redu¸c˜ao no transporte de
umidade associado ao JBN e um aumento do transporte de umidade oceˆanico na regi˜ao
subtropical. Anomalias negativas de press˜ao s˜ao observadas no Atlˆa ntico subtropical e sul
da Am´erica do Sul, e anomalias positivas ocorrem sobre o sul do Brasil e Uruguai e sobre
o Atlˆantico sul extratropical (Figura 3.6 e). Intensas anomalias no vento em baixos n´ıveis
s˜ao consistentes com essas anomalias de press˜ao e pro porcionam um intenso escoamento
de sul no Atlˆa ntico subtropical em dire¸c˜ao ao sudeste do Brasil. Al´em disso, nota-se um
importante enfraquecimento do JBN e um enfraquecimento do escoamento de leste sobre a
regi˜ao tropical continental. Movimento a scendente anˆomalo ocorre em n´ıveis m´edios sobre
o sudeste, centro e grande parte do nordeste do Bra sil, e intensa subsidˆencia ´e observada
no sul do Brasil e oceano adjacente (F igura 3.6 f).
Se¸c˜ao 3.3. Composi¸c˜oes 43
(a) (b) (c)
(d) (e) (f)
Figura 3.6: Composi¸c˜ao dos eventos ZCASS ativa (a, b, c) e inativa (d, e, f ). Os gr´aficos da direita
apresentam os campos de ROLE (W m
−2
) e anomalia do fluxo de umidade integrado verticalmente (10 g
cm
−1
s
−1
), os gr´aficos do c e ntro apresentam os campos de anomalia de press˜ao (hP a) e do vento em 850
hPa (m s
−1
) e os gr´aficos da esquerda apresentam as anomalias da velocidade vertical ω (P a s
−1
) e do
vento em 200 hPa (m s
−1
).
A fase ativa do modo ZCASS apresenta anomalias frias de TSM na regi˜a o tropical
(Figura 3.7), que se intensificam ao longo do tempo. Na regi˜ao subtropical s˜ao observadas
anomalias quentes de TSM na semana que precede o evento de ZCAS, nas semanas seguin-
tes essa anomalia se enfraquece na parte leste do oceano, onde passam a ser observadas
anomalias frias. Neste caso a ZCAS n˜ao se apresenta muito ativa sobre o oceano e n˜ao
provoca altera¸c˜oes na TSM. As anomalias quentes na regi˜ao subtropical s˜ao coerentes com
as anomalias positivas de PNM e anticiclˆonicas na circula¸c˜ao de baixos n´ıveis, sugerindo
que a for¸cante atmosf´erica ´e a causa das anomalias de TSM.
Este modo parece ter alguma rela¸c˜ao com o padr˜ao de anomalias de TSM quentes no
44 Cap´ıtulo 3. Influˆencia Local do Oceano Atlˆantico s obre a ZC AS
(a) (b) (c)
(d) (e) (f)
Figura 3.7: Composi¸c˜ao das anomalias de TSM (
◦
C) para eventos de ZCASS ativa (a, b, c) e inativa (d,
e, f ). S˜ao apresentados os campos compostos da semana anterior aos eventos (esquerda ), da semana dos
eventos (centro) e da semana posterior aos eventos (dire ita).
Atlˆantico subtropical oeste obtido por Doyle e Barros (2002). De acordo com esse trabalho,
a composi¸c˜ao de anomalias de TSM quente n˜ao favorece o desenvolvimento de um fluxo de
leste em baixos n´ıveis sobre Atlˆantico subtropical oeste. Ent˜ao, o fluxo para sudeste em
baixos n´ıveis (JBN) predomina sobre o leste da Am´erica do Sul subtropical e converge com
o ramo para sul da ASAS em uma posi¸c˜ao mais ao sul, com rela¸c˜ao `as condi¸c˜oes m´edias.
Sobre o leste da Am´erica do Sul subtropical h´a atividade frontal freq¨uente (Seluchi
et al,1995 ) . Ent˜ao, a convec¸c˜ao sobre o sul do Brasil pode resultar da combina¸c˜ao da
atividade frontal e pr´e-frontal com a alta dispo nibilidade de umidade ao longo do caminho
de maior transporte de va por d‘´agua em baixos n´ıveis. Sobre a ZCAS a maior parte da
umidade vem do oeste o u do norte.
A composi¸c˜ao das anomalias de TSM para a fase Z CASS inativa indica anomalias
quentes na regi˜ao tropical e sul do dom´ınio e anomalias frias no Atlˆa ntico subtropical.
Ao longo do tempo essas anomalias s˜ao intensificadas, principalmente sobre o Atlˆantico
subtropical oeste. Novamente as anomalias de TSM parecem ser uma resposta `a for¸cante
atmosf´erica, com anomalias negativas de PNM e anomalias ciclˆonicas na circula¸c˜ao de
Se¸c˜ao 3.4. C onclus˜oes 45
baixos n´ıveis produzindo anomalias frias de TSM no Atlˆantico subtropical oeste.
Segundo Doyle e Barros (2 002), anomalias frias no Atlˆantico subtropical oeste durante o
ver˜ao proporcionam a condi¸c˜ao mais favor´avel para o gradiente de temperatura continente-
oceano aumentar o fluxo dos ventos de leste. Sobre essas condi¸c˜oes, o fluxo do continente
tropical para sul ´e bloqueado. Conseq¨uentemente, esse fluxo ´e desviado em dire¸c˜ao `a ZCAS
e converge com o fluxo para sul dirigido pela ASAS, contribuindo ent˜ao para atividade
intensa da ZCAS. A convec¸c˜ao ao longo da ZCAS produz subsidˆencia compensat´oria sobre
o norte da Argentina e sul do Brasil (Gandu e Silva Dias, 1998), que por sua vez favorece
a circula¸c˜ao anticiclˆonica na regi˜ao ao sul da ZCAS. As anomalias negativas de TSM
no Atlˆantico subtropical oeste s˜ao intensificadas por processos atmosf´ericos associados `a
ZCAS.
3.4 Conclus˜oes
A an´alise de DVS buscou capturar os modos de variabilidade acoplada entre a ZCAS e
o Oceano Atlˆantico Sul, utilizando anomalias de TSM deste oceano e anomalias de ROLE
sobre a Am´erica do Sul. Esta rela¸c˜ao apareceu no segundo e terceiro modos de variabili-
dade, denominados ZCASN e ZCASS, respectivamente, de acordo com o posicionamento
da ZCAS.
A fase ativa do modo ZCASN, com a ZCAS em sua posi¸c˜ao mais ao norte, apresentou
uma rela¸c˜ao com anomalias negativas de TSM que se estendem para sudeste a partir da
costa do sudeste do Brasil e anomalias positivas pr´oximas `a costa do Uruguai e Argentina.
A fase ativa do modo Z CASS, com a ZCAS sobre o sul do Brasil, apresenta uma r ela¸c˜ao
com anomalias negativas de TSM na regi˜ao tropical e positivas na regi˜ao subtropical.
Composi¸c˜oes realizadas para as fases ativa s e inativas dos modos ZCASN e ZCASS
indicaram apenas duas respostas com rela¸c˜ao ao posicionamento da ZCAS, com posiciona-
mentos semelhantes da convec¸c˜ao para os casos ZCASN ativa e ZCASS inativa e para os
casos ZCASS ativa e ZCASN inativa. Entretanto, estas variabilidades apresentaram carac-
ter´ısticas diferentes, com alguns padr˜oes distintos de circula¸c˜ao e na origem da umidade.
Nos casos de posicionamento da ZCAS mais ao norte (ZCASN ativa e ZCASS inativa)
foram verificadas anomalias de oeste na circula¸c˜a o tropical continental de baixos n´ıveis,
46 Cap´ıtulo 3. Influˆencia Local do Oceano Atlˆantico s obre a ZC AS
consistentes com a fase ativa do SMAS (Jones e Carvalho, 2002; Herdies et al., 2002). Nes-
tes casos, anomalias frias na regi˜ao subtropical do Oceano Atlˆantico provocam um aumento
do gradiente de temperatura continente-oceano, que favorece um escoamento de leste nesta
regi˜ao e bloqueia a ZCAS mais ao norte (Doyle e Barros, 2002). Por´em, diferen¸cas foram
observadas nas anomalias do fluxo de umidade, que indicaram uma convergˆencia entre
umidade Amazˆonica e umidade oriunda do Atlˆantico tropical no caso ZCASN ativa, en-
quanto no caso ZCASS inativa a principal umidade que alimenta a ZCAS ´e proveniente da
Amazˆonia e o JBN em dire¸c˜ao ao sul do Brasil ´e bastante enfraquecido. Al´em disso, no
caso ZCASN ativa anomalias na circula¸c˜ao subtropical pa recem ser geradas por anomalias
frias oceˆanicas e no caso ZCASS inativa as anomalias na circula¸c˜ao atmosf´erica sobre o
Atlˆantico subtropical parecem ser a causa das anomalias frias oceˆanicas.
Anomalias de leste na regi˜ao tropical foram verificadas na circula¸c˜ao de baixos n´ıveis
nos casos de ZCASS ativa e ZCASN inativa, consistentes com a fase de quebra do SMAS
(Jones e Carvalho, 2002; Herdies et al., 2002) . Os padr˜oes de anomalias de TSM tamb´em
s˜ao semelhantes nestes casos, entretanto, anomalias frias na costa do Uruguai e Argentina
ocorrem apenas no caso ZCASN inativa. Neste ´ultimo caso, o JBN apresentou-se mais
fraco que a climatologia e a ZCAS ocorre pela convergˆencia do escoamento de sul do
Atlˆantico subtropical com o escoamento do sul do Brasil e a umidade oriunda do Atlˆantico
subtropical ´e mais importante. No caso ZCASS ativa, o JBN fortalecido converge com o
ramo para sul da ASAS, tendo contribui¸c˜ao tanto da umidade do Atlˆantico subtropical,
quanto da umidade proveniente da Amazˆonia. Finalmente, conforme mencionado nos casos
de ZCAS em sua posi¸c˜ao a norte, no modo ZCASN as anomalias na circula¸c˜ao subtropical
parecem ser geradas por a nomalias oceˆanicas e no modo ZCASS as anomalias na circula¸c˜ao
atmosf´erica sobre o Atlˆantico subtropical pa recem ser a causa das anomalias oceˆanicas.
Cap´ıtulo 4
Modelo Num´erico
4.1 Motiva¸c˜ao
A rela¸c˜ao entre o Oceano Pac´ıfico e a ZCAS tem sido bastante documentada, conforme
discutido no Cap´ıtulo 2. Com rela¸c˜ao ao Oceano Atlˆantico, estudos observacionais (Barros
et al., 2000; Robertson e Mechoso, 2000; Doyle e Barros, 2002) revelam que a intensifica¸c˜ao
e deslocamento da ZCAS para norte est˜ao associados `a TSM anomalamente frias na regi˜ao
sudoeste do Atlˆantico Subtropical Sul. Este resultado foi corroborado pela an´alise de
Decomposi¸c˜ao em Valores Singulares realizada entre dados de anomalias de TSM e ROLE
apresenta da no Cap´ıtulo 3.
Entretanto, alguns resultados de modelos num´ericos (Teixeira et al.,20 02; Barreiro
et al., 2002; Ro bertson et al., 2003; Barreiro et al., 20 05) indicam um comportamento
diferente, com deslocamento e fortalecimento da ZCAS em dire¸c˜ao `a ´aguas anomalamente
quentes no Atlˆantico Subtropical. Outra importante considera¸c˜ao diz respeito `a influˆencia
da TSM na ZCAS ser releva nte apenas em sua por¸c˜ao oceˆanica, com sua por¸c˜ao continental
sendo dominada pela variabilidade interna ( Barreiro et al., 2002; Barreiro et al., 2005).
Resultados obtidos em um experimento que teve como objetivo investigar a sensibi-
lidade do modelo atmosf´erico global CPTEC/COLA `a for¸cantes subtropicais no Oceano
Pac´ıfico e Atlˆantico indicaram que os efeitos locais do Oceano Atlˆantico dominam os efei-
tos provocados p elo Oceano Pac´ıfico (Apˆendice C). Desta forma, maior ˆenfase foi dada
aos processos de a coplamento entre a ZCAS e o Oceano Atlˆantico, j´a que estes s˜ao mais
intensos e menos esclarecidos do que os processos de acoplamento com o Oceano Pac´ıfico.
Alguns estudos ressaltam que no Oceano Atlˆantico os processos dinˆamicos associados `a
48 Cap´ıtulo 4. Modelo Num´erico
varia¸c˜ao de TSM s˜ao de importˆancia secund´aria . Segundo Nobre e Shukla (1996), Chang
e Li (1997), Enfield e Mayer (1997) e Dommenget e Latif (2000), no Atlˆantico tropical
o processo dominante para a va r ia bilidade de TSM ´e for¸cado pela atmosfera, atrav´es de
perda de calor latente local induzida pelo vento. O principal modo de variabilidade do
Atlˆantico Sul (Venegas et al., 1997), em que o fortalecimento e enfraquecimento da ASAS
for¸ca flutua¸c˜oes em uma estrutura de dipolo norte-sul na TSM, ´e causado por mecanismos
induzidos pelos ventos locais. Sterl e Hazeler (20 03) identificaram que o principal meca-
nismo que gera anomalias de TSM no Atlˆantico Sul parece ser provocado pela variabilidade
atmosf´erica, onde ventos anˆomalo s associados `a gradientes de press˜ao geram anomalias de
TSM atrav´es de fluxo de calor latente anˆomalo e aprofundamento da camada de mistura
oceˆanica. Chaves e Nobre (2004) sugerem que anomalias negativa s de TSM geralmente
observadas abaixo da ZCAS representam uma resposta do oceano `a for¸cante atmosf´erica,
atrav´es da redu¸c˜ao da r adia¸c˜ao de onda curta incidente.
Desta forma, um acoplamento com a atmosfera feito atrav´es de um modelo da camada
de mistura oceˆanica (MCMO) proporciona o mecanismo b´asico para o estudo dos processos
que envolvem o Oceano Atlˆantico e a ZCAS. Esta ´e uma ferramenta simples, mas que
pode trazer contribui¸c˜oes e entendimento de processos fundamentais do acoplamento entre
a ZCAS e o Oceano Atlˆantico.
4.2 Camada de Mistura Oceˆanica
A camada de mistura oceˆanica (CMO) ´e referida como a camada de superf´ıcie com
propriedades hidrogr´aficas uniformes e ´e um elemento essencial de tra nsferˆencia de calor e
´agua entre a atmosfera e o oceano (Tomczak e Godfrey, 1994). Esta camada geralmente
ocupa a por¸c˜ao superior do oceano (entre 50 e 150 m de profundidade), mas pode ser
muito mais profunda no inverno, quando o resfriamento na superf´ıcie produz mistura
convectiva de ´agua, liberando calor armazenado no oceano para a atmosfera. Durante
a primavera e o ver˜ao a camada de mistura absorve calor e a profunda camada de mistura
do inverno precedente ´e coberta por uma camada rasa de ´agua quente. Abaixo da camada
de mistura ativa est´a uma zona de transi¸c˜ao, onde a temperatura decresce rapidamente
com a profundidade, conhecida como termoclina. Por fim, abaixo da termoclina existe
Se¸c˜ao 4.2. C amada de Mistura Oceˆanica 49
uma camada profunda, onde o decl´ınio da temperatura ´e menos acentuado.
A camada homogˆenea que constitui a CMO ´e induzida pela mistura que resulta da que-
bra de ondas na superf´ıcie, turbulˆencia produzida pelo vento e cisalhamento das correntes,
e convec¸c˜ao produzida por resfriamento ou aumento de salinidade na superf´ıcie do oceano.
Esta camada ´e a parte do oceano superior que est´a em contato direto com a at mosfera e
forma um dep´osito de calor que est´a acess´ıvel para a atmosfera em curtas escalas de tempo
(dias a meses).
´
E importa nte ressaltar que a suposi¸c˜ao da densidade aproximadamente
constante n˜ao afirma a ausˆencia de fluxo vertical de massa (Zilitinkevich et al., 1979). De-
vido aos altos valores da capacidade t´ermica e densidade da ´agua, diferen¸cas verticais de
temperatura quase impercept´ıveis podem ser respons´aveis por um fluxo vertical de calor
da mesma ordem de magnitude dos fluxos na camada da superf´ıcie atmosf´erica acima do
oceano.
A distribui¸c˜ao vertical do aquecimento solar no oceano influencia a profundidade da
convec¸c˜ao e portanto a taxa de transporte de calor no oceano superior, sendo necess´a r io
saber como esta distribui¸c˜ao varia regional e sazonalmente. Woods et al. (1984) mostraram
que a taxa de aumento de temperatura na camada de mistura devido ao aquecimento solar
´e controlada pelo fluxo de energia na superf´ıcie, que depende dos ciclos astronˆomicos e das
vari´aveis atmosf´ericas, em particular a cobertura de nuvens. Mas a taxa de aquecimento
solar abaixo da camada de mistura depende mais da turbidez da ´agua do mar do que da
cobertura de nuvem.
Enquanto a profundidade da CMO controla o volume sobre o qual o fluxo de calor
incidente ´e distribu´ıdo, ela tamb´em influencia a TSM, que por sua vez ´e um importante
parˆametro para determinar o fluxo de calor. A TSM ´e a propriedade oceˆanica mais impor-
tante que governa a troca de energia entre o oceano e a atmosfera. Esta vari´avel representa
um balan¸co entre diversos processos, incluindo a intera¸c˜ao ar -mar, transporte oceˆanico e
mistura vertical. Desta forma, anomalias de TSM podem se formar atrav´es de mudan¸cas
nos fluxos de calor ar- mar, tr anspo r te horizontal e vertical de calor no oceano e mistura
turbulent a. Al´em disso, a advec¸c˜ao m´edia de temperaturas anˆomalas e o transporte de
Ekman tamb´em podem ser importantes. Ent retanto, em escalas de tempo menores que 10
anos, os fluxos de calor de superf´ıcie desempenham um papel dominante na for¸cante de
anomalias de TSM em latitudes m´edias.
50 Cap´ıtulo 4. Modelo Num´erico
Modelos da camada de mistura oceˆanica (MCMOs) desempenham um importante pa-
pel na simula¸c˜ao das intera¸c˜oes ar- mar e s˜ao necess´a rios para explicar caracter´ısticas do
oceano superior. A maior dificuldade na parametriza¸c˜ao da camada de mistura oceˆanica
´e que a camada limite oceˆanica n˜ao ´e completamente observada como a camada limite
atmosf´erica. Ent˜ao, aten¸c˜ao espec´ıfica deve ser dada `a for¸cante atmosf´erica que dirige o
oceano superior. Fluxos de calor sens´ıvel e latente, radia¸c˜ao de onda curta e longa, tens˜ao
de cisalhamento do vento e t emperatura da superf´ıcie do oceano constituem as principais
formas de acoplamento entre a atmosfera e o oceano.
Os MCMOs podem ser agrupados em duas principais categoria s (Kant ha e Clayson,
1994): modelos bulk e de difus˜ao. Nos modelos bulk (Garwood, 1977; Niiler e Kraus,
1977; Zilitinkevich et al., 1979; Kantha e Clayson, 1994; Large et al., 1994) a temperatura
(salinidade e correntes, se inclusas) ´e prevista para a camada de mistura como um todo e a
profundidade da CMO (h) depende de processos que criam turbulˆencia, incluindo mistura
mecˆanica pela tens˜ao de cisalhamento do vento e mistura convectiva pelo fluxo t´ermico
(empuxo) de superf´ıcie. As equa¸c˜oes governantes s˜ao integradas sobre a camada de mistura
para que os balan¸cos de momento e calor em toda a camada de mistura, sob a a¸c˜ao dos
fluxos t´ermicos e de momento na superf´ıcie do oceano, possam ser considerados.
O maior problema nos modelos bulk surge da necessidade de parametrizar o avan¸co e
o retrocesso da CMO sob a a¸c˜ao dos fluxos de superf´ıcie. A taxa de entranhamento da
base da CMO, determinada por processos turbulentos, governa o aprofundamento desta
camada (Price et al., 1978; Price, 1979). Tamb´em ´e necess´ario saber a profundidade na
qual turbulˆencia gerada na superf´ıcie pode penetrar sob a a¸c˜ao de um fluxo t´ermico que se
estabiliza na superf´ıcie. Esses modelos parametrizam o entranhamento (aprofundamento
da CMO) e o “desentranhamento”(retrocesso da CMO) em termos dos fluxos superficiais
t´ermico e de momento, usando propriedades bem conhecidas de turbulˆencia em cama-
das de mistura geof´ısicas e/ou evidˆencias observacionais (Garwood, 1977 ; Niiler e Kraus,
1977). Entretanto, estas parametriza¸c˜oes n˜ao s˜ao universais e geralmente ´e necess´ario
ajustar os coeficientes de entranhamento para diferentes situa¸c˜oes. Estes modelos s˜ao con-
ceitualmente simples e computacionalmente eficientes e tˆem obtido sucesso na reprodu¸c˜ao
de campos observados da temperatura e profundidade da camada de mistura (Martin,
1985; Gaspar, 1988). Entretanto, sua maior aplicabilidade ´e limitada pela necessidade da
Se¸c˜ao 4.3. Descri¸c˜ao do Modelo 51
existˆencia a priori de uma camada bem misturada e uma descontinuidade de densidade na
base da camada.
Os modelos de difus˜ao tentam parametrizar diretamente a mistura turbulenta e a di-
fus˜ao na CMO. Cada para metriza¸c˜ao ´e extra´ıda de conhecimentos te´oricos e observacionais
das camadas de superf´ıcie e cont´em f ormula¸c˜oes emp´ıricas ou semi-empr´ıricas para a di-
fus˜ao turbulenta na camada limite atmosf´erica (Troen e Mahrt, 1986) ou na CMO (Large
et al. 199 4), ou pode ser baseada na modelagem atual de quantidades de turbulˆencia com
fechamentos de segunda (Mellor e Yamada, 198 2; Gaspar et a l., 1990 ) e terceira (Andre
e Lacarrere, 1985) o rdens. Essas aproxima¸c˜oes tamb´em precisam de uma equa¸c˜ao para
a profundidade da CMO, que leve em conta o aprofundamento desta camada em virtude
dos fluxos t´ermicos de superf´ıcie. Estes modelos s˜ao extremamente ´uteis em estudos de
camadas limites de superf´ıcie e de fundo, mas sua substancial necessidade computacional
restringe sua utiliza¸c˜ao.
4.3 Descri¸c˜ao do Modelo
4.3.1 Mo delo Atmosf´erico
A componente atmosf´erica utilizada ´e o Brazilian Regional Atmospheric Modeling Sys-
tem 3.2 (BRAMS) um modelo de meso-escala, desenvolvido pela Colorado State University
em conjunto com institui¸c˜oes brasileiras (USP, CPTEC e financiamento da FINEP). O
BRAMS ´e baseado no modelo RAMS 5.04, desenvolvido pela Universidade do Estado do
Colorado, nos Estados Unidos (Pielke et al., 1992; Cotton et al., 2003), acrescido de diver-
sas melhorias. Este modelo atmosf´erico foi constru´ıdo em torno das equa¸c˜oes dinˆamicas
que governam os movimentos atmosf´ericos e pode realizar desde simula¸c˜oes da camada
limite planet´aria at´e simula¸c˜oes de todo o hemisf´erio. Trata-se de um modelo de ´area limi-
tada, n˜ao-hidrost´atico, el´astico e compress´ıvel, que simula sistemas atmosf´ericos de meso
e grande escalas. O c´odigo ´e dividido em m´o dulos funcionais, de modo que a evolu¸c˜ao
temporal das quantidades f´ısicas simuladas ´e obtida acumulando a contribui¸c˜ao individual
de cada processo f´ısico.
O c´odigo num´erico foi desenvolvido nas linguag ens C e FORTRAN, baseado no esquema
52 Cap´ıtulo 4. Modelo Num´erico
de diferencia¸c˜ao finita. A grade utilizada ´e do tipo C alternada de Arakawa (Mesinger
e Arakawa, 1976), em que as vari´aveis termodinˆamicas e de umidade s˜ao definidas nos
mesmos pontos de grade, enquanto as componentes do vento u, v e w s˜ao intercaladas
em
∆x
2
,
∆y
2
,
∆z
2
, respectivamente. A g r ade horizontal utilizada ´e a proje¸c˜ao rot acionada
polar-estereogr´afica, na qual o p´olo da proje¸c˜ao ´e rotacionado para a regi˜ao determinada
pelo p´olo da grade, contro la ndo-se assim o grau de distor¸c˜ao do dom´ınio. Para considerar
os processos levando em considera¸c˜ao as irregularidades do terreno, utiliza-se a coor denada
vertical sigma
z
, que acompanha o terreno no limite inferior e ´e perfeitamente plana no
limite superior (Clark, 1977).
´
E poss´ıvel utilizar o sistema de aninhamento de grades (Clark e Hall, 1991), que permite
ajustar grades de maior resolu¸c˜ao dentro de dom´ınio de uma gra de menos resolvida. Esta
´ultima passa a receb er informa¸c˜oes das vari´aveis progn´osticas da grade mais resolvida.
O conjunto de equa¸c˜oes utilizado no modelo consiste das equa¸c˜oes n˜ao hidrost´aticas e
quase-Boussinesq. A m´edia de Reynolds ´e aplicada a essas equa¸c˜oes, onde
¯
E representa
o valor m´edio da vari´avel E num interva lo de tempo ∆t e num volume equivalente a
∆x∆y∆z. Este valor representa os processos que s˜ao resolvidos explicitamente. E
′
´e o
desvio de E em rela¸c˜ao `a m´edia e est´a associado aos processos cuja escala ´e inferior `a
grade, portanto n˜ao solucion´aveis explicitamente. A va ri´avel resolvida
¯
E ´e decomposta da
forma:
¯
E = E
0
+ E (4.1)
onde E
0
´e o valor do estado b´asico da atmosfera, determinado po r uma m´edia sobre E
numa escala muito maior que aquela em quest˜ao, e E ´e o desvio associado `a escala em
estudo. As equa¸c˜oes a seguir fornecem o conjunto de equa¸c˜oes e vari´aveis que formam o
sistema de equa¸c˜oes resolvido pelo modelo. O sistema ´e formado por onze inc´ognitas e
onze equa¸c˜oes, sendo cinco diagn´osticas (4.2 a 4.7) e seis progn´osticas (4.8 a 4.12).
A vari´avel termodinˆamica utilizada ´e a temperatura potencial de ´agua l´ıquida e gelo.,
θ
lg
(Tripoli e Cotton 1981), definida em (4.2). A escolha desta vari´avel decorre de θ
lg
ser constante em todas as mudan¸cas de fase, permitindo que o ganho ou perda de vapor
condensado e/ou solidificado seja analisado.
Se¸c˜ao 4.3. Descri¸c˜ao do Modelo 53
θ
lg
=
¯
θ
1 +
L
lv
r
l
+ L
gv
r
g
c
p
max(
¯
T , 253)
−1
(4.2)
em que L
lv
e L
gv
s˜ao os calores latentes de condensa¸c˜ao e sublima¸c˜ao, respectivamente;
r
l
e r
g
s˜ao as raz˜oes de mistura de ´agua l´ıquida e gelo, c
p
´e o calor espec´ıfico em press˜ao
constante, θ ´e a temperatura potencial e T a temperatura.
A temperatura ´e obtida pela equa¸c˜ao de Poisson:
¯
T =
¯
θ
̟
c
p
, onde ̟ = c
p
p
p
∞
R
a
/c
p
(4.3)
onde, ̟ ´e a fun¸c˜ao de Exner, p ´e a press˜ao, p
∞
´e a press˜ao num n´ıvel de referˆencia e R
a
´e a
constante dos gases para o ar seco. Sendo R
v
a constante dos gases para o vapor d’´agua, e
a press˜ao par cial do vapor d’´ag ua e ρ
a
e ρ
v
as densidades do ar seco e vapo r d’´agua, temos
que a equa¸c˜a o do estado para o ar ´umido, como se verifica em Dufour e Va n Mieghem
(1975), deve considerar a ra z˜a o de mistura e a massa espec´ıfica isolada do vapor d’´agua:
¯p = ¯p
a
+ ¯e = ¯ρ
a
R
a
¯
T + ¯ρ
v
=r
v
ρ
a
R
v
≈1,61R
a
¯
T = ρ
a
(1 + 1, 61r
v
)R
a
T (4.4)
Sendo que vale a propriedade da densidade tota l em fun¸c˜ao da raz˜ao de mistura da
substˆancia ´agua r
T
:
ρ = ρ
a
(1 + r
T
) (4.5)
¯r
T
= ¯r
v
+
¯
R
l
+ ¯r
g
(4.6)
Fazendo uma expans˜ao em s´erie de Taylor em (4.4) sobre um estado seco, extraindo o
logaritmo e assumindo que as perturba¸c˜oes s˜ao suficientemente pequenas, obt´em-se:
c
v
c
p
p
p
0
=
θ
θ
0
+
ρ
ρ
0
+ 1, 61 ¯r
v
(4.7)
As equa¸c˜oes progn´osticas utilizadas pelo modelo BRAMS s˜ao as equa¸c˜oes de Navier-
Stokes e da termodinˆamica, ambas descritas no referencial euleriano, da continuidade de
massa e da continuidade para a substˆancia ´agua. Nestas equa¸c˜oes considerou-se atmosfera
54 Cap´ıtulo 4. Modelo Num´erico
n˜ao hidrost´atica, com efeitos devidos `a advec¸c˜ao (adv ), turbulˆencia na CLP (trb), mi-
crof´ısica de nuvens na escala resolvida (mcf ), convergˆencia de radia¸c˜ao (rad) e transporte
convectivo em escala menor que a resolvida (cn v ).
• Equa¸c˜ao do momento:
∂
V
∂t
=
∂
V
∂t
adv
+
∂
V
∂t
trb
−
1
ρ
0
∇ ¯p
m
+
¯ρ
m
ρ
0
+ ¯r
T
g − 2(
ˆ
k ·
Ω)
ˆ
k ×
V (4.8)
onde g = −|g|
ˆ
k, e (
ˆ
k ·
Ω) = |
Ω|senφ.
• Equa¸c˜ao da termodinˆamica em termos de θ
lg
:
∂
¯
θ
l
g
∂t
=
∂
¯
θ
lg
∂t
adv
+
∂
¯
θ
lg
∂t
trb
+
∂
¯
θ
lg
∂t
cnv
+
∂
¯
θ
lg
∂t
rad
+
∂
¯
θ
lg
∂t
mcf
(4.9)
• Equa¸c˜ao da continuidade de massa para fluido compress´ıvel e completamente el´astico:
∂ρ
′
∂t
+
∇ ·
ρ
0
V
= 0 (4.10)
ou se expressa em termos de ̟
′
:
∂̟
′
∂t
−
̟
0
R
a
c
v
ρ
0
θ
0
∇ ·
ρ
0
θ
0
V
= 0 (4.11)
• Equa¸c˜ao da continuidade da substˆancia ´agua:
∂ ¯r
T
∂t
=
∂ ¯r
T
∂t
adv
+
∂ ¯r
T
∂t
trb
+
∂ ¯r
T
∂t
cnv
+
∂ ¯r
T
∂t
mcf
(4.12)
Entre as parametriza¸c˜oes, encontram-se: radia¸c˜ao (Harrington, 1997; Mahrer e Pielke,
1977; Chen e Cotton, 1983), convec¸c˜ao rasa e profunda (Grell, 1993), microf´ısica de nuvens
(Walko et al., 1995; Meyers et al., 1997), turbulˆencia (Mellor e Yamada, 1974 e 1982),
sup erf´ıcie (Walko et a l., 2000 ) .
A assimila¸c˜ao de dados par a condi¸c˜oes iniciais e de fronteira utiliza o relaxamento
newtoniano. Cada equa¸c˜ao progn´ostica ´e acrescida de um termo de tendˆencia. Este termo,
Se¸c˜ao 4.3. Descri¸c˜ao do Modelo 55
denominado nudging, garante a introdu¸c˜ao de informa¸c˜oes externas `a grade ao longo do
tempo. No BRAMS, o nudging ´e dividido em trˆes partes: fronteira lateral, fronteira
sup erior e dom´ınio interior.
4.3.2 Mo delo de Camada de Mistura Oceˆanica
O MCMO utilizado ´e uma evolu¸c˜ao do modelo de Kraus e Turner (1967) que inclui
dissipa¸c˜ao, desenvolvido por Gaspar (1998) para estudar a influˆencia do entr anhamento
de ´agua no aprofundamento da CMO e sua modifica¸c˜ao na TSM. Kraus e Turner (1967 )
foram os primeiros a considerar o balan¸co de energia cin´etica turbulenta em um modelo
prot´otipo unidimensional da camada de mistura, utilizando o estado aproximadamente
desacoplado das equa¸c˜oes para a energia t´ermica e mecˆanica.
A descri¸c˜ao do modelo ´e dada por Gaspar (1988). Com a suposi¸c˜ao de uniformidade
vertical de temperatura e salinidade dentro da CMO, as leis de conserva¸c˜ao de calor e sal
integradas sobre a profundidade da camada s˜ao dadas por:
h
∂T
m
∂t
=
T
′
w
′
(−h) − T
′
w
′
(0) +
F
sol
ρ
0
c
P
[1 − I(−h)] − K
H
∂
¯
T
∂z
(−h) (4.13)
h
∂S
m
∂t
=
S
′
w
′
(−h) − S
′
w
′
(0) − K
S
∂
¯
S
∂z
(−h) (4.14)
onde ’ denota uma flutua¸c˜a o turbulenta e
−
a m´edia de Reynolds; h ´e a profundidade
da CMO; T, S e w s˜ao temperatura, salinidade e velocidade vertical; T
m
e S
m
os valores
independentes da pro fundidade de T e S dentro da CMO; t o tempo; z a coor denada
vertical; ρ
0
e c
P
a densidade de referˆencia e o calor espec´ıfico da ´agua do mar; F
sol
a
irradiˆancia solar absorvida; I(z) a fra¸c˜ao de F
sol
que penetra na profundidade z ; K
H
e K
S
as difusividades de calor e salinidade abaixo da CMO.
Os fluxos verticais turbulentos em z = −h s˜ao determinados pelas chamadas equa¸c˜oes
de “salto”, cuja forma geral ´e:
−
a
′
w
′
(−h) = w
e
∆a (4.15)
onde a representa qualquer vari´avel f´ısica, ∆a denota a descontinuidade (salto) de a atrav´es
da base da CMO e w
e
´e a velocidade de entra nhamento definida por:
56 Cap´ıtulo 4. Modelo Num´erico
w
e
= ∂h/∂t, ∂h/∂t > 0
w
e
= 0, ∂h/∂t ≤ 0
Os fluxos de superf´ıcie s˜ao especificados da seguinte forma:
−ρ
0
c
P
T
′
w
′
(0) = F
nsol
(4.16)
−ρ
0
S
′
w
′
(0) = (F
w↑
− F
w↓
)S
m
(4.17)
onde F
nsol
´e a parte “ n˜ao solar” do fluxo de calor de superf´ıcie, o u seja, o fluxo infravermelho
l´ıquido mais os fluxos de calor latente e sens´ıvel, F
w↓
e F
w↑
s˜ao as taxas de precipita¸c˜ao e
evapora¸c˜ao. A evolu¸c˜ao da temperatura e salinidade abaixo da camada de mistura ´e dada
por:
∂
¯
T
∂t
=
F
sol
ρ
0
c
P
∂I
∂z
+
∂
∂z
K
H
∂
¯
T
∂z
(4.18)
∂
¯
S
∂t
=
∂
∂z
K
S
∂
¯
S
∂z
(4.19)
Para fechar o sistema ´e necess´aria uma equa¸c˜ao que g overna a evolu¸c˜ao da profundidade
da CMO, que ´e o btida do balan¸co de energia cin´etica turbulenta (ECT) da CMO:
1
2
Z
0
−h
∂
¯
E
∂t
dz
|
{z }
I
=
„
E
2
+
p
′
ρ
0
«
w
′
(−h)
|
{z }
II
−
„
E
2
+
p
′
ρ
0
«
w
′
(0)
|
{z }
III
−
Z
0
−h
U
′
w
′
·
„
∂
¯
U
∂z
«
dz
|
{z }
IV
+
Z
0
−h
b
′
w
′
dz
|
{z }
V
− h
ǫ
m
|
{z}
V I
(4.20)
onde
¯
E/2 ´e a ECT , U = (u, v) o vetor de velocidade horizontal, p a press˜ao, ǫ
m
a m´edia
vertical sobre a CMO de ǫ, a taxa de dissipa¸c˜ao turbulenta, e b o empuxo que ´e definido
por:
b = g(ρ
0
− ρ)/ρ
0
(4.21)
onde g ´e a gravidade e ρ ´e dada pela equa¸c˜ao de estado:
ρ = ρ
0
[1 − α(T − T
0
) + β(S − S
0
)] (4.22)
Se¸c˜ao 4.3. Descri¸c˜ao do Modelo 57
com T
0
e S
0
a temperatura e salinidade de referˆencia e α e β os coeficientes de expans˜ao
t´ermica e concentra¸c˜ao de salinidade da ´agua do mar.
Na forma completa, a equa¸c˜ao da ECT expressa o equil´ıbrio entre:
(I) a tendˆencia de ECT contida na CMO;
(II) o fluxo de ECT na base da CMO;
(III) o fluxo de ECT na superf´ıcie;
(IV) um t ermo de produ¸c˜ao por cisalhamento;
(V) um termo de consumo que corresponde ao empuxo na camada homogˆenea;
(VI) um t ermo de dissipa¸c˜ao de calor.
Para o fechamento do modelo, todos os termos de (4.20) devem ser expressos como
fun¸c˜oes de entrada ou vari´aveis do modelo. Niiler e Kraus (1977) mostraram que o fluxo
de ECT na base da CMO ´e geralmente negligenci´avel (termo II). Para resolver varia¸c˜oes
com escala de tempo sazonal a diurna a tendˆencia de ECT contida na CMO tamb´em pode
ser negligenciada (termo I). Segundo Kraus e Turner ( 1967), o fluxo de ECT de superf´ıcie,
que se origina principalmente da a gita¸c˜ao turbulenta da superf´ıcie (quebra de ondas), ´e
parametrizado como:
−
E
2
+
p
′
ρ
0
w
′
(0) = m
2
u
3
∗
(4.23)
onde m
2
´e uma constante a ser determinada e u
∗
´e a velocidade de arrasto na sup erf´ıcie
tal que:
u
2
∗
= τ
s
/ρ (4.24)
onde τ
s
corresponde `a tens˜ao de cisalhamento do vento em sup erf´ıcie.
O termo de produ¸c˜ao (IV) ´e parametrizado na forma:
0
−h
U
′
w
′
·
∂
¯
U
∂z
dz = m
3
u
3
∗
(4.25)
onde m
3
´e uma constante num´erica.
58 Cap´ıtulo 4. Modelo Num´erico
Usando (4.21) e (4.22) , uma combina¸c˜ao linear das equa¸c˜oes de calor e salinidade produz
a equa¸c˜ao para empuxo (B). Integrando-a duas vezes obt´em-se:
0
−h
b
′
w
′
dz = −0.5h∆bw
e
− 0.5hB(h) (4.26)
onde
B(h) = −
b
′
w
′
(0) +
αg
ρ
0
c
P
F
sol
1 + I(−h) −
2
h
0
−h
I(z)dz
(4.27)
Finalmente, a conserva ¸c˜ao da ECT na CMO ´e parametrizada da seguinte forma:
0.5h∆bw
e
= (m
2
+ m
3
)u
3
∗
− 0.5hB(h) − h
ǫ
m
(4.28)
Esta formula¸c˜ao b´asica ´e comum `a maioria dos MCMOs. As diferen¸cas aparecem
essencialmente da parametriza¸c˜ao da dissipa¸c˜ao. Para obter uma generaliza¸c˜ao da para-
metriza¸c˜ao da dissipa¸c˜ao turbulenta ǫ, Gaspar (1988) reintroduziu a escala de dissipa¸c˜ao
vertical de Kolmogo rov l
ǫ
tal que:
ǫ =
¯
E
3/2
/l
ǫ
(4.29)
onde l
ǫ
´e um comprimento de dissipa¸c˜ao relacionado ao tamanho dos eddies turbulentos
mais energ´eticos. Esta express˜ao pode ser apropriadamente estendida para uso em modelos
de camada de mistura sob a forma:
ǫ
m
= σ
3
e
/l (4.30)
σ
e
sendo um valor caracter´ıstico da velocidade turbulenta dentro da camada de mistura e
l um comprimento de dissipa¸c˜ao integral, que pode ser expresso formalmente como uma
fun¸c˜ao de diversos parˆametros:
l = F (h, L, λ, L
∆
, L
N
) (4.31)
com:
F = fun¸c˜ao a ser determinada
L = u
3
∗
/B(h), comprimento de Monin-Obukhov
Se¸c˜ao 4.3. Descri¸c˜ao do Modelo 59
λ = u
∗
/f, escala de comprimento de Ekman
f = par ˆametro de Coriolis
L
∆
= (∆u
2
+ ∆v
2
)/∆b, compriment o de Monin-Obukhov apropriado para a zona de
entranhamento
L
N
=
¯
E
1/2
/N( −h), comprimento que caracteriza a estratifica¸c˜ao no fundo da CMO
N = freq¨uˆencia de Brunt-Va¨ıs¨al¨a
J´a que a instabilidade dinˆamica presente na base da camada de mistura ´e tipicamente
de uma escala tempora l da ordem do per´ıodo inercial, Gaspar (1988) verificou que este
fenˆomeno pode ser negligenciado em estudos sazonais. Paralelamente, a influˆencia da
dissipa¸c˜ao da ECT produzida por este termo ´e omitida: L
∆
n˜ao entra na determina¸c˜ao de
l em (4.31). Por outro lado, introduzir L
N
n˜ao ter´a um efeito importante se ∆T for muito
fraco. Este ´e raramente o caso no oceano. Finalmente, (4.30) pode ser expressa como:
h
ǫ
m
= hσ
3
e
/l = σ
3
e
G(h/L, h/λ) (4.32)
G ´e uma fun¸c˜ao do parˆametro de estabilidade de Monin-Obukhov, h/L, e do parˆametro
rotacional de Rossby, h/λ. Fixando σ
e
= u
∗
, ocorre uma subestima¸c˜ao da escala de
velocidade turbulenta que causa aprofundamento convectivo. Gaspar (1988) assume que
para um modelo bulk a melhor escolha poss´ıvel para σ
e
´e:
σ
e
= E
m
=
1
h
0
−h
¯
Edz (4.33)
De estudos anteriores sobre este assunto, o parˆametro de estabilidade pode ser expresso
pela rela¸c˜ao:
G(h/L, h/λ) = h/l = a
1
+ a
2
max[1, h/(0.4λ)]exp(h/L) (4.34)
com a
1
e a
2
sendo constantes positivas.
A previs˜ao de h ´e feita usando a express˜ao (4.28), em que a dissipa¸c˜ao turbulenta ´e
parametrizada a partir de (4.32), (4.33) e (4.34):
0.5h∆bw
e
= (m
2
+ m
3
)u
3
∗
− 0.5hB(h) − (h/l)E
3/2
m
(4.35)
60 Cap´ıtulo 4. Modelo Num´erico
A escala de velocidade vertical turbulenta caracter´ıstica ´e introduzida de forma que:
σ
2
w
= W
m
=
1
h
0
−h
w
′2
dz (4.36)
Assumindo a estacionaridade da ECT, sua equa¸c˜ao para a base da CMO pode ser
escrita como:
−
b
′
w
′
(−h) = −
∂
∂z
E
2
+
p
′
ρ
0
w
′
(−h) −
U
′
w
′
∂
¯
U
∂z
(−h) − ǫ(−h) (4.37)
Considerando os valores relativos de cada t ermo desta rela¸c˜ao, Gaspar (1988) a expres-
sou a forma geral do entranhamento:
h∆bw
e
= m
1
σ
2
e
σ
w
(4.38)
E finalmente:
h∆bw
e
= m
1
E
m
W
1/2
m
(4.39)
A equa¸c˜ao que fornece W
m
´e obtida pela integra¸c˜ao da equa¸c˜ao da tendˆencia de
w
′2
so-
bre a camada homogˆenea e considerando todas para metriza¸c˜oes, ´e apresentada da seguinte
forma:
1
2
−
m
5
3
[h∆bw
e
+ hB(h)] =
m
4
h
3l
p
−
h
3l
E
3/2
m
+
m
5
m
3
3
u
3
∗
−
m
4
h
l
p
E
1/2
m
W
m
(4.40)
l
p
´e um comprimento caracter´ıstico na ausˆencia de rota¸c˜ao:
h
l
p
= a
1
+ a
2
exp(h/L) (4.41)
As equa¸c˜oes (4.35), (4.39) e (4.40) constituem o sistema de equa¸c˜oes que governam a
evolu¸c˜ao da CMO e a velocidade de entranhamento ´e calculada numericamente a partir da
seguint e f´ormula:
h∆bw
e
=
−(0.5A
p
+ c
p1
S
p
) + [(0.5A
p
− c
p1
S
p
)
2
+ 2c
4
(h/l)
2
A
p
S
p
]
1/2
c
4
(h/l)
2
− c
p1
(4.42)
Se¸c˜ao 4.3. Descri¸c˜ao do Modelo 61
com,
A
p
= c
p3
u
3
∗
− c
p1
hB(h)
S
p
= (m
2
+ m
3
)u
3
∗
− 0.5hB(h)
c
p1
= [(2 − 2m
5
)(l
p
/l) + m
4
]/6
c
p3
= [m
4
(m
2
+ m
3
) − (l
p
/l)(m
2
+ m
3
− m
5
m
3
)]/3
c
4
= 2 m
4
m
−2
1
A partir da equa¸c˜ao (4.35), verifica-se que o entranhamento n˜ao se manifesta se a
condi¸c˜ao S
p
> 0 for verdadeira. Na CMO, a ECT resultante dos mecanismos de produ¸c˜ao
menos a energia consumida para homogeneizar o ganho de calor devido `a entrada t´ermica
(toda radia¸c˜ao solar + perdas de superf´ıcie) seria positiva. Por outro lado, a rela¸c˜ao 4.39
implica que W
m
> 0. Na elimina¸c˜a o de (4.35) e (4.40), a seguint e equa¸c˜ao ´e obtida:
W
m
=
2c
p1
m
4
E
m
−
c
2
l
p
m
4
h
u
3
∗
E
−1/2
m
(4.43)
onde W
m
´e expresso como fun¸c˜ao de E
m
e c
2
´e uma constante positiva:
c
2
= [(3 − 2m
5
)(m
2
+ m
3
) − m
5
m
3
]/3 (4.44)
W
m
´e cancelado por:
E
m0
= u
2
∗
c
2
l
p
2c
p1
h
2/3
(4.45)
A condi¸c˜ao de entranhamento ´e ent˜ao equivalente `a:
E
m
> E
m0
(4.46)
Isso indica que entranhamento s´o n˜ao ocorre se a ECT exceder um n´ıvel m´ınimo dado
por (4.45). Ap´os eliminar h∆bw
e
de (4 .3 5) e (4.39), o valor de E
m
´e encontra do como a
raiz da fun¸c˜ao:
F (E
m
) =
1
2
m
1
E
m
W
1/2
m
+
h
l
E
3/2
m
− S
p
(4.47)
em que W
m
pode ser expresso como f un¸c˜ao de E
m
devido `a (4.43). Para E
m
> E
m0
,
F ´e uma f un¸c˜ao estritamente crescente de E
m
. Conseq¨uentemente, entra nhamento pode
ocorrer se e somente se:
62 Cap´ıtulo 4. Modelo Num´erico
F (E
m0
) < 0 (4.48)
ou equivalentemente se:
A
p
= S
p
− (h/l)E
3/2
m0
> 0 (4.49)
Isso significa que entranhamento ocorre apenas se S
p
, fornecimento total de ECT, for
maior que a dissipa¸c˜ao m´ınima; A
p
´e ent˜ao a quantidade m´axima de energia turbulenta
dispon´ıvel para entranhamento e a condi¸c˜ao necess´aria e suficiente para entranhamento na
base da CMO ´e que A
p
> 0. No caso em que a condi¸c˜ao n˜a o ´e satisfeita, a hip´otese ´e que
h se ajuste automaticamente para manter A
p
= 0. Quando o balan¸co de calor B(h) n˜ao ´e
zero, isto ´e equivalente `a:
h =
c
p3
c
p1
L (4.50)
Segundo a teoria de Niiler e K r auss (1 977), o equil´ıbrio da camada de mistura ´e at ingido
por:
h =
2mu
3
∗
(−B
0
)
(4.51)
B
0
´e o fluxo t´ermico de superf´ıcie. Os autores assumem que este varia linearmente dentro
da camada de mistura e ´e zero na base. O comprimento de Monin Obukov ´e ent˜ao expresso
como L = u
3
∗
/κB
0
e κ ´e a constante de Von Carman (κ ≃ 0.4).
Atrav´es de um esquema de calibra¸c˜ao num´erica Gaspar (1988), o bt´em as constantes
introduzidas acima: m
1
= 0.45; m
2
= 2.6; m
3
= 1.9; m
4
= 2.3; m
5
= 0.6; a
1
= 0.6;
a
2
= 0.3.
4.3.3 Implementa¸c˜ao Num´erica
O objetivo da modelagem num´erica neste t r abalho ´e acoplar a parametriza¸c˜ao da
CMO descrita acima no modelo atmosf´erico BR AMS, a fim de avaliar a intera¸c˜ao oceano-
atmosfera entre o Oceano Atlˆantico e eventos de ZCAS. Para isso, a primeira etapa foi o
desenvolvimento do MCMO, que requer a profundidade da camada de mistura e os perfis
Se¸c˜ao 4.3. Descri¸c˜ao do Modelo 63
de temperatura e salinidade como condi¸c˜oes iniciais. Como dados de perfis oceˆanicos n˜ao
s˜ao muito abundantes no Atlˆantico Sul, optou-se por utilizar a climatologia de Levitus
(Levitus e Boyer, 1994). Esta base de dados possui resolu¸c˜ao horizontal de 1
◦
e o perfil
vertical ´e dado nas profundidades 0, 10, 20, 30, 50, 75, 100, 125, 1 50, 200, 250, 300, 400,
500, 600, 700, 800, 900 e 1000m.
O modelo desenvolvido foi baseado na rotina de atualiza¸c˜ao da camada de mistura
utilizada no MICOM (Miami Isopycnic Coordinate Ocean Model; Bleck et al., 1989,1992),
que aplica a parametriza¸c˜ao proposta por Gaspar (1988). Al´em dos perfis de temperatura
e salinidade, o MCMO necessita da radia¸c˜ao l´ıquida (R), dos fluxos de calor sens´ıvel (H) e
latente (LE) em superf´ıcie, do albedo da superf´ıcie, da eva pora¸c˜ao (E), da precipita¸c˜ao (P)
e do vento pr´oximo `a superf´ıcie. Estas vari´aveis s˜ao fornecidas pelo modelo atmosf´erico. A
for¸cante atmosf´erica ´e especificada atrav´es dos fluxos t´ermico (Equa¸c˜ao 4.52, em W/m
2
) e
de salinidade (Equa¸c˜ao 4.53, em kg/(m
2
s)) em superf´ıcie:
surflx = R − H − LE (4.52)
salf lx = S × (E − P ) × ρ
agua
(4.53)
Na par ametriza¸c˜ao da CMO o primeiro n´ıvel vertical deve correspo nder `a profundidade
da camada de mistura e o s perfis de temp eratura e salinidade devem ser corrigidos. A
profundidade da camada de mistura f oi considerada como a profundidade mais pr´oxima
da a ltura da CMO climatol´og ica, em que s˜ao dados os valor es de temperatura e salinidade.
A salinidade neste primeiro n´ıvel ´e dada pela m´edia dos n´ıveis que se encontram dentro da
camada de mistura e a temperatura recebe a TSM utilizada na inicializa¸c˜ao do BRAMS
(climatol´ogica ou observada semanal).
Na vers˜ao utilizada do BRAMS, a TSM pode ser dada como condi¸c˜ao de fronteira de
duas formas: uma utiliza a TSM (climatol´ogica ou semanal) constante durante toda a
simula¸c˜ao e a outra faz uma interpola¸c˜ao linear da TSM semanal. Ap´os a implementa¸c˜ao
do MCMO existe uma nova op¸c˜ao ao tratamento da TSM: a atualiza¸c˜ao da TSM durante
a simula¸c˜ao ´e feita pelo progn´ostico desta a cada passo de tempo, baseado no MCMO.
A inicializa¸c˜ao das vari´aveis que s˜ao utilizadas no MCMO ´e feita atrav´es da leitura
dos dados climatol´ogicos de Levitus para a regi˜ao que compreende a grade do modelo
64 Cap´ıtulo 4. Modelo Num´erico
atmosf´erico. Os perfis de temperatura e salinidade s˜ao corrigidos para que o primeiro n´ıvel
represente a camada de mistura. Posteriormente ´e feita uma interpola¸c˜ao dos dados iniciais
para a grade do modelo nos pontos em que a cobertura da superf´ıcie representa ´agua .
A subrotina da parametriza¸c˜ao da CMO foi implementada no modelo LEAF3, um
modelo de intera¸c˜ao solo-vegeta¸c˜ao-atmosfera (Walko et al. 2000 ). Este modelo ´e uma re-
presenta¸c˜ao dos processos f´ısicos de transporte de calor, umidade e momento na superf´ıcie,
incluindo vegeta¸c˜ao, solo, lagos e oceanos, cobertura de neve e suas influˆencias uns sobre
os outros e sobre a atmosfera. O LEAF3 inclui equa¸c˜oes progn´osticas para temperatura
do solo e umidade em m´ultiplas camadas, temperatura da vegeta¸c˜ao e ´agua na superf´ıcie,
incluindo orvalho e precipita¸c˜ao interceptada, massa da cobertura de neve e energia termal
para m´ultiplas camadas, temperatura e raz˜ao de mistura do vapor d’´agua do ar do dossel.
Os termos de troca nestas equa¸c˜oes progn´osticas incluem trocas turbulentas, condu¸c˜ao de
calor, difus˜ao de ´agua e percola¸c˜ao nas camadas de neve e no solo, transferˆencias radiativas
de onda curta e onda longa, transpira¸c˜ao e precipita¸c˜ao.
A chamada da subrotina do MCMO ´e realizada a cada passo de tempo no final do
modelo L EAF3, depo is que todos os c´alculos dos fluxos atmosf´ericos necess´arios par a a
parametriza¸c˜ao da CMO foram realizados. Atualiza-se a temperatura da superf´ıcie do
oceano a cada intera¸c˜ao e essa nova temperatura ´e utilizada no c´alculo de energia da
sup erf´ıcie no pr´oximo passo de tempo.
4.3.4 Valida¸c˜ao do Acoplamento entre o BRAMS e o Modelo de Camada de Mistura
Oceˆanica
O objetivo do acoplamento entre o BRAMS e o MCMO ´e proporcionar a intera¸c˜ao entre
a atmosfera e o oceano superior. Como resultado desta intera¸c˜ao a TSM evolui de acordo
com as fo r ¸cantes atmosf´ericas. Desta forma, foram realizadas algumas simula¸c˜oes a fim de
testar o desempenho do modelo com rela¸c˜ao a evolu¸c˜ao da TSM, ap´os a implementa ¸c˜ao
do acoplamento com a camada de mistura oceˆanica e os e ajustes de inicializa¸c˜ao.
Como este trabalho tem foco no ver˜ao austral, foram realizadas simula¸c˜oes para o
ver˜ao de 2005/2006. Os dados de entrada utilizados para o modelo atmosf´erico foram as
rean´alises do NCEP. A inicializa¸c˜ao da TSM foi realizada com a TSM semanal da NOAA
Se¸c˜ao 4.3. Descri¸c˜ao do Modelo 65
(OISST - V2, Reynolds et al. 2002) e o modelo foi integrado com a parametriza¸c˜ao da CMO
ativa. Foram realizadas trˆes simula¸c˜oes de 28 dias, iniciadas em 04/12/2005, 01/01/ 2006 e
05/02/2006, e as principais caracter´ısticas das simula¸c˜oes podem ser observadas na Tabela
4.1.
Tabela 4.1 - Principais Caracter´ısticas das simula¸c˜oes num´ericas realizadas para a valida ¸c˜ao do acopla-
mento entre o BRAMS e o MCMO.
Caracter´ısticas de grade
tempo de simula¸c˜ao 28 dias
n´umero de pontos (x,y,z) (60,60,36)
resolu¸c˜ao horizontal 100 km
resolu¸c˜ao vertical no primeiro n´ıvel 70 m
raz˜ao de incremento 1.2
m´aximo valor de ∆z 1000 m
passo de tempo 100 s
p´olo da grade 25,5
◦
S e 40.5
◦
W
centro da grade 25,5
◦
S e 40.5
◦
W
Parˆametros de est´ımulo dos campos atmosf´ericos
pontos na fronteira lateral 5
escala de tempo na fronteira 3600 s
escala de tempo no centro 43200 s
escala de tempo no topo 10800 s
limite inferior no topo 13000 m
Esquemas num´ericos
vorticidade planet´aria componente vertical de Coriolis
radia¸c˜ao de onda longa e onda curta Chen e Cotton (1983)
atualiza¸c˜ao de radia¸c˜ao 600 s
parametriza¸c˜ao de c´umulos conjunto
atualiza¸c˜ao da convec¸c˜ao 600 s
66 Cap´ıtulo 4. Modelo Num´erico
Nas Figuras 4.1, 4.2 e 4.3 s˜ao apresenta da s as diferen¸cas das TSM’s semanais simuladas
e observadas para dezembro/2005, janeiro/2006 e fevereiro/2006, respectivamente. Con-
forme esperado, ´e poss´ıvel observar um aumento gradativo do vi´es ao longo do t empo, uma
vez que o modelo de CMO n˜ao leva em conta nenhum termo advectivo. Por este motivo,
esse modelo n˜ao se mostra muito adequado para simula¸c˜oes longas.
(a) (b)
(c) (d)
Figura 4.1: Diferen¸ca entr e a TSM m´edia semanal simulada e a TSM semanal observada (O ISST) da
primeira (a), segunda (b), terceira (c) e quarta (d) semana da simula¸c˜ao de dezembro de 2005.
Se¸c˜ao 4.3. Descri¸c˜ao do Modelo 67
(a) (b)
(c) (d)
Figura 4.2: Diferen¸ca entre a TSM m´edia semanal simulada e a TSM semanal observada (OISST) da
primeira (a), segunda (b), terceira (c) e quarta (d) semana da simula¸c˜ao de janeiro de 2006.
68 Cap´ıtulo 4. Modelo Num´erico
(a) (b)
(c) (d)
Figura 4.3: Diferen¸ca entr e a TSM m´edia semanal simulada e a TSM semanal observada (O ISST) da
primeira (a), segunda (b), terceira (c) e quarta (d) semana da simula¸c˜ao de fevereiro de 2006 .
Se¸c˜ao 4.3. Descri¸c˜ao do Modelo 69
A fim de verificar se o modelo captura a s principais altera¸c˜oes da evolu¸c˜ao temporal da
TSM, s˜ao comparadas as diferen¸cas semanais das TSM’s simuladas e observadas. Na Figura
4.4 s˜ao apresentadas as evolu¸c˜oes das TSM’s para dezembro de 2005. De acordo com dados
da OISST, este ´e um per´ıodo de aquecimento no Atlˆantico sudoeste e este aquecimento
´e reproduzido pelo modelo. Apenas na evolu¸c˜ao da primeira semana simulada ocorrem
regi˜oes de resfriamento, que s˜ao subestimadas pelo modelo.
Em janeiro de 2006, o mo delo captura o aquecimento observado nas duas primeiras
semanas. Na terceira semana verifica-se uma regi˜ao de aquecimento entre 20
◦
S e 30
◦
S e
resfriamento a norte e a sul. Neste caso, o modelo superestima o aquecimento e subestima
as regi˜oes de resfriamento, mas reproduz estas principais caracter´ısticas. Na quarta semana
de simula¸c˜a o o modelo teve mais dificuldades de representar as r egi˜oes de resfriamento
observadas a sul e no centro do dom´ınio.
O comportamento da evolu¸c˜ao da primeira semana de fevereiro de 2006 ´e capturada
pelo modelo. Entretanto, na segunda e terceira semana o modelo n˜ao captura o resfria-
mento observado entre 2 5
◦
S e 3 5
◦
S, apresentando um aquecimento em praticamente todo
o dom´ınio analisado. A evolu¸c˜ao da quarta semana de simula¸c˜ao volta a representar as
principais caracter´ısticas observadas, com resfriamento a sul de 30
◦
S e aquecimento da
regi˜ao tropical e costa do sudeste do Brasil.
Os resultados apresenta do s mostrara m que apesar das limita¸c˜oes, o MCMO ´e capaz
de reproduzir as principais caracter´ısticas o bservadas na evolu¸c˜ao da TSM. Desta forma,
este modelo demonstra ser uma importante ferramenta para estudos de sistemas em que a
intera¸c˜ao oceano-atmosfera seja relevante.
70 Cap´ıtulo 4. Modelo Num´erico
(a) (b)
(c) (d)
(e) (f)
(g) (h)
Figura 4.4: Evolu¸c˜ao semanal da TSM observada (a, c, e, g) e simulada (b, d, f, h) para dezembro de
2005.
Se¸c˜ao 4.3. Descri¸c˜ao do Modelo 71
(a) (b)
(c) (d)
(e) (f)
(g) (h)
Figura 4.5: Evolu¸c˜ao semanal da TSM observada (a , c, e, g) e simulada (b, d, f, h) para janeiro de 2006.
72 Cap´ıtulo 4. Modelo Num´erico
(a) (b)
(c) (d)
(e) (f)
(g) (h)
Figura 4.6: Evolu¸c˜ao semanal da TSM observada (a, c, e, g) e simulada (b, d, f, h) para fevereiro de 2006.
Cap´ıtulo 5
Simula¸c˜oes Num´ericas
Neste cap´ıtulo s˜ao apresentadas simula¸c˜oes para casos de Z CASN e ZCASS ativa e
inativa (fase positiva e negativa do segundo e terceiro modos obtidos na An´alise de De-
composi¸c˜ao em Valores Singulares entre a nomalias de ROLE e TSM do Atlˆantico, Cap´ıtulo
3) com o modelo BRAMS (Cap´ıtulo 4). Essas simula¸c˜oes fo ram realizadas com o objetivo
de estudar os processos f´ısicos envolvidos na intera¸c˜ao entre a ZCAS e o Oceano Atlˆantico
nos diferentes modos de variabilidade acoplada analisados anteriormente.
5.1 Descri¸c˜ao das Simula ¸c˜oes
As principais caracter´ısticas das simula¸c˜oes s˜ao apresenta das na Tabela 5.1 e o namlist
completo do BRAMS encontra-se no Apˆendice D. As duas grades aninhadas (F ig ura 5.1)
foram escolhidas de forma a possibilitar a reprodu¸c˜ao da circula¸c˜ao geral e da convec¸c˜ao
envolvida nos epis´odios de ZCAS, bem como sua intera¸c˜ao com o Oceano Atlˆantico oeste.
Para a grade de maior resolu¸c˜ao f oram utilizadas duas grades diferentes, centradas em dife-
rentes latitudes e longitudes, de acordo com o posicionamento da ZCAS ao norte (ZCASN
ativa e ZCASS inativa) e ao sul (ZCASS ativa e ZCASN inativa).
Como dados de entrada para o modelo atmosf´erico foram utilizadas as rean´alises do
NCEP ( Kinstler et al. 2001). A inicializa¸c˜ao da TSM foi realizada com a TSM semanal
da NOAA (OISST - V2, Reynolds et al. 2002).
74 Cap´ıtulo 5. Simula¸c˜oes Num´ericas
Tabela 5.1 - Principais Caracter´ısticas das simula¸c ˜oes num´ericas.
Caracter´ısticas Grade 1 Grade 2
Caracter´ısticas de grade
tempo de simula¸c˜ao 21 dias
n´umero de pontos (x,y,z) (60,122,36) (60,122,36)
resolu¸c˜ao horizontal 100 km 25 km
resolu¸c˜ao vertical no primeiro n´ıvel 70 m
raz˜ao de incremento 1.1
m´aximo valor de ∆z 1000 m
passo de tempo 150 s 50 s
p´olo da grade ZCASN 25,5
◦
S e 40.5
◦
W
centro da grade ZCASN 25,5
◦
S e 40.5
◦
W
p´olo da grade ZCASS 25,5
◦
S e 40.5
◦
W
centro da grade ZCASS 25,5
◦
S e 40.5
◦
W
Parˆametros de est´ımulo dos campos atmosf´ericos
pontos na fronteira lateral 5 ———–
escala de tempo na fronteira 3600 s ———–
escala de tempo no centro 43200 s ———–
escala de tempo no topo 10800 s ———–
limite inferior no topo 1 3000 m ———–
Esquemas num´ericos
vorticidade planet´aria componente vertical de Coriolis
radia¸c˜ao de onda longa e onda curta Chen e Cotton (1983)
atualiza¸c˜ao de radia¸c˜ao 600 s
parametriza¸c˜ao de c´umulos conjunto
atualiza¸c˜ao da convec¸c˜ao 600 s
Se¸c˜ao 5.1. Descri¸c˜ao das Simula¸c˜oes 75
(a) (b)
Figura 5.1: Dom´ınio das grades utilizadas para os casos de ZCAS posicionados a norte (a) e a sul(b) nas
simula¸c˜oes com o modelo BRAMS.
Os casos foram selecionados baseando-se nos resultados obtidos no Cap´ıtulo 3 e foram
realizadas simula¸c˜oes de 3 semanas (semana do evento equivalente `a segunda semana de
simula¸c˜ao), a fim de analisar ta mb´em a semana que precede e a semana p osterior ao evento.
A escolha dos casos f oi feita de forma subjetiva, buscando casos representativos de cada
modo analisado. As simula¸c˜oes fora m realizadas para 2 casos de cada modo em ambas as
fases, totalizando 8 eventos. Como os resultados foram semelhantes, a fim de evitar uma
an´alise repetitiva, ´e apresentado apenas um caso para cada modo em suas distintas fases.
A Tabela 5.2 apresenta as semanas em que ocorrem os eventos selecionados, a data de
inicializa¸c˜ao do modelo e a TSM utilizada para a inicializa¸c˜ao. Para cada caso analisado
foram realizadas duas simula¸c˜oes, uma com a camada de mistura ativa ( CMO) e uma com
a TSM constante durante toda a simula¸c˜ao (CTR).
Tabela 5.2 - Eventos selecionados par a as simula¸c˜oes num´ericas.
Modo Evento Inicializa¸c˜ao do mode lo TSM inicial
ZCASN ativa 17-23/02/2002 10/02/2002 06/02/2002
ZCASN inativa 21-27/02/1999 14/02/1999 10/02/1999
ZCASS ativa 19-25/01/1997 12/01/1997 08/01/1997
ZCASS inativa 06-12/02/2000 30/01/2000 26/01/2000
76 Cap´ıtulo 5. Simula¸c˜oes Num´ericas
As anomalias das TSM’s utilizadas para a inicializa¸c˜ao dos experimentos pode ser
observada da Figura 5.2.
(a) (b)
(c) (d)
Figura 5.2: Anomalias das TSM’s utilizadas para a inicializa¸c˜ao dos experimentos num´ericos dos casos
de ZCASN ativa (a), ZCASN inativa (b), Z C ASS ativa (c), ZCASS inativa (d).
Nas se¸c˜oes seguintes s˜ao a presentados os resultados dos experimentos num´ericos men-
cionados a cima. Na avalia¸c˜ao desses experimentos foram realizadas compara¸c˜oes que uti-
lizaram dados di´arios de vento e umidade espec´ıfica da Rean´alise do NCEP, dados di´arios
de precipita¸c˜ao do GPCP e dados semanais de TSM da OISST. Inicialmente ´e apresentada
uma compara¸c˜ao das m´edias semanais simuladas (Grade 1) e observadas para os campos
de precipita¸c˜ao, fluxo de umidade integrado verticalmente, vento em 1000 hPa e TSM.
A seguir s˜ao apresent ados o erro m´edio (EM) e a raiz do erro m´edio quadr´atico (REMQ)
da precipita¸c˜ao acumulada, calculados da seguinte forma (Pielke, 2002) :
EM =
1
n
n
k=1
y
k
− o
k
= ¯y − ¯o (5.1)
Se¸c˜ao 5.1. Descri¸c˜ao das Simula¸c˜oes 77
REMQ =
1
n
n
k=1
(y
k
− o
k
)
2
(5.2)
onde n ´e o n´umero de instantes utilizados na an´alise, y
k
corresponde aos valores simulados
e o
k
os valores observados da precipita¸c˜ao acumulada. Vale ressaltar que o EM expressa o
desvio da simula¸c˜ao , enquanto a REMQ ´e uma medida da acur´acia da simula¸c˜ao.
Os fluxos de calor sens´ıvel (H), calor latente (L E) e radia¸c˜ao de onda curta incidente
(OC) foram analisados nas ´areas de principal atividade da ZCAS continental e oceˆanica.
Para isso, foram calculadas as m´edias sobre regi˜oes selecionadas para as simula¸c˜oes CMO
e CTR.
A fim de avaliar a causa das mudan¸cas da TSM na simula¸c˜ao CMO foram selecionados
alguns pontos para os quais s˜ao apresentadas a evolu¸c˜ao temporal da TSM e da profundi-
dade da camada de mistura (h). Al´em destas vari´aveis, tamb´em s˜ao apresentados os dois
principais parˆametros que provocam altera¸c˜oes na TSM: velocidade de arr asto (u
∗
) e fluxo
de calor na superf´ıcie (sflx). Estes parˆametros fo r am obtidos da seguinte f orma:
u
∗
=
ρ
ar
× C
D
× (u
2
+ v
2
)
ρ
agua
(5.3)
sflx = OC + OL ↓ −(αOC + OL ↑ +H + LE) (5.4)
onde u e v s˜ao as componentes zonal e meridional do vento a 10 metros, ρ
ar
e ρ
agua
a
densidade do ar e da ´agua, C
D
o coeficiente de arrasto, OL ↓ ´e a radia¸c˜ao de onda longa
emitida pela atmosfera e OL ↑ ´e a radia¸c˜ao de onda longa emitida pelo oceano.
Por fim, com objetivo de avaliar a importˆancia da atualiza¸c˜ao da TSM pelo MCMO
e da TSM utilizada para a inicializa¸c˜ao em casos de ZCAS, foi utilizado o m´etodo de
separa¸c˜ao de fatores (Stein e Alpert, 1993), tamb´em conhecido por planejamento fatorial
(Barros Neto et al. 1995). Esse m´etodo permite obter a contribui¸c˜ao individual de cada
um dos parˆametros envolvidos na previs˜a o de um campo meteorol´ogico e a contribui¸c˜ao
devido `a intera¸c˜ao destes parˆametros (Apˆendice B). Nesta an´alise dois parˆametros f oram
alterados (inicializa¸c˜ao e at ualiza¸c˜ao da TSM), sendo necess´ario 4 ensaios para identificar
a contribui¸c˜a o de cada um deles. A Tabela 5.3 mostra os ensaios realizados.
78 Cap´ıtulo 5. Simula¸c˜oes Num´ericas
Tabela 5.3 - Ensaios realiza dos para verificar o efeito da inicializa¸c˜ao e atualiza¸c˜ao da TSM do Oceano
Atlˆantico nos campo s pr e vistos sobre Am´erica do Sul.
ENSAIO Inicializa¸c˜ao Atualiza¸c˜ao Campo Previsto
1 TSM climatol´ogica (-) MCMO inativo (-) P
1
2 TSM semanal (+) MCMO inativo (-) P
2
3 TSM climatol´ogica (-) MCMO ativo (+) P
3
4 TSM semanal (+) MCMO ativo (+) P
4
Segundo Barros Neto et al. (1995), o efeito principal da inicializa¸c˜ao com TSM semanal
sobre um campo previsto ´e dado por:
tsm =
1
2
[(P
2
− P
1
) + (P
4
− P
3
)] (5.5)
Similarmente, o efeito principal da a tua liza¸c˜ao da TSM (MCMO ativo) sobre o campo
previsto ´e dado por:
mcmo =
1
2
[(P
3
+ P
4
) − (P
1
+ P
2
)] (5.6)
E a intera¸c˜ao entre os dois parˆametros ´e dada por:
tsm + mcmo =
1
2
[(P
1
+ P
4
) − (P
2
+ P
3
)] (5.7)
Esta t´ecnica foi aplicada aos campos simulados de precipita¸c˜ao e fluxo de umidade
verticalmente.
Se¸c˜ao 5.2. ZCASN Ativa 79
5.2 ZCASN Ativa
Os resultados da simula¸c˜ao CMO e os dados de fluxo de umidade e da precipita¸c˜ao se-
manal acumulada podem ser observadas na Figura 5.3. Na primeira semana verifica-se um
fluxo de umidade associado `a ASAS sobre o oceano convergindo com o fluxo da Amazˆonia
(de norte), principalmente sobre o Atlˆantico subtropical. Este padr˜ao foi reproduzido pelo
modelo, entretanto a convergˆencia do fluxo de umidade mostra-se mais fraca do que a
observada e a precipita¸c˜ao foi subestimada.
Na segunda semana de simula¸c˜a o, semana em que ocorre o evento selecionado, observa-
se um intenso fluxo de umidade proveniente da Amazˆonia em dire¸c˜ao ao Atlˆantico (subesti-
mado pelo modelo), na orienta¸c˜ao da ZCAS, e um fluxo de sul sobre a Argentina (superes-
timado pelo modelo). Este padr˜ao do fluxo de umidade ´e o comp ortamento caracter´ıstico
do modo ZCASN ativa, conforme verificado no Cap´ıtulo 3. A precipita¸c˜ao associada `a
ZCAS apresent a-se bem posicionada, mas foi subestimada pelo modelo.
Na terceira semana o fluxo de umidade observado indica o JBN fortalecido em dire¸c˜ao
ao sudeste da Am´erica do Sul e um fluxo de oeste em latitudes m´edias. Estes padr˜oes
foram reproduzidos pelo modelo, mas novament e subestimados, assim como a precipita¸c˜ao
acumulada.
Comparando as simula¸c˜oes CMO e CTR, verifica-se que as principais diferen¸cas ocorrem
na segunda semana, associadas a um aumento da convergˆencia do fluxo de umidade sobre
a ZCAS oceˆanica e conseq¨uente aumento de precipita¸c˜ao na simula¸c˜ao CTR. Neste caso,
como a precipita¸c˜ao sob a ZCAS ´e subestimada pelo modelo, a simula¸c˜ao CTR apresenta-se
mais pr´oxima das observa¸c˜oes
80 Cap´ıtulo 5. Simula¸c˜oes Num´ericas
(a) (b) (c)
(d) (e) (f)
(g) (h) (i)
Figura 5.3: Precipita¸c ˜ao acumulada semanal (mm) e m´edias semanais do fluxo de umidade integrado
verticalmente (10 g cm
−1
s
−1
) para as o bs e rva¸c˜oes (a, b, c), para a simula¸c˜ao CMO (d, e, f) e a diferen¸ca
entre a s simula¸c˜oes CMO e CTR (g, h, i) para o caso de ZCASN ativa.
Se¸c˜ao 5.2. ZCASN Ativa 81
Na Figura 5.4 s˜ao apresentado s os campos de vento semanal em 1000 hPa e da evolu¸c˜ao
semanal da TSM observados e simulados em CMO. Na primeira semana as principais carac-
ter´ısticas da circula¸c˜ao de baixos n´ıveis observada, como a ASAS, os a l´ısios e o escoamento
de norte na por¸c˜ao central da Am´erica do Sul, foram bem reproduzidas pelo modelo. A
evolu¸c˜ao da TSM indica que a TSM simulada captura o resfriament o na costa do sudeste
e o aquecimento na regi˜ao subtropical, apesar deste ´ultimo ser subestimado.
Na segunda semana o modelo foi capaz de representar a convergˆencia do escoamento
em baixos n´ıveis na regi˜ao da ZCAS oceˆanica e o anticiclone no Atlˆantico sudoeste, co-
erente com a circula¸c˜ao de baixos n´ıveis observadas no modo ZCASN ativa, entretanto
n˜ao reproduziu o escoamento de sul na por¸c˜ao continental centr al. Com rela¸c˜ao `a TSM, o
modelo n˜ao foi capaz de reproduzir o aquecimento observado acima de 25
◦
S e superestima
o resfriamento no sudeste da Am´erica do Sul, estendendo-o para norte.
A circula¸c˜ao o bservada em baixos n´ıveis foi bem reproduzida pelo modelo na terceira
semana, incluindo o escoamento de leste que se estende at´e o sul do Brasil, o escoamento de
norte na po r ¸c˜ao oeste do dom´ınio e a intensifica¸c˜ao do escoamento de oeste em latitudes
m´edias. O resfriamento da TSM na por ¸c˜ao sul do dom´ınio ´e verificado na simula¸c˜ao,
entretanto, nova mente o resfriamento ´e estendido para latitudes menores.
A diferen¸ca entre as simula¸c˜oes CMO e CTR indicam basicamente o resfriamento da
bacia na simula¸c˜ao CMO e um ligeiro aquecimento na costa da Argentina. Este compor-
tamento tende a refor¸car as anomalias iniciais de TSM, mantendo a ZCAS em sua posi¸c˜ao
mais ao norte. O excessivo resfriamento da TSM na costa do Brasil provocou a redu¸c˜ao da
convergˆencia de umidade sobre a Z CAS oceˆanica em CMO e por esse motivo a precipita¸c˜ao
´e maior em CTR.
O evento selecionado mostrou-se bastante representativo do modo de variabilidade
ZCASN ativa . O fraco escoamento de oeste na r egi˜ao tropical continental ´e coerente com
as anomalias de oeste no modo ZCASN ativa, que indicam a fase ativa do SMAS. Al´em
disso, o escoament o de leste na regi˜ao subtropical, favorecido pelo aumento do gradiente de
temperatura continente-oceano (TSM’s anomalamente frias), tamb´em foi observado. Com
rela¸c˜ao ao transporte de umidade, o JBN apresentou-se fortalecido em dire¸c˜ao a ZCAS
(restrito a latitudes menores), convergindo com a umidade do Atlˆantico tropical.
82 Cap´ıtulo 5. Simula¸c˜oes Num´ericas
(a) (b) (c)
(d) (e) (f)
(g) (h) (i)
Figura 5.4: M´edias semanais do vento em 1000 hPa e evolu¸c˜ao semanal da TSM para as observa¸c˜oes (a,
b, c), para a simula¸c˜ao CMO (d, e, f) e a diferen¸ca entre as simula¸c˜oes CMO e CTR (g, h, i) para o caso
de ZCASN ativa.
O EM e a REMQ da precipita¸c˜ao di´aria acumulada (simula¸c˜ao CMO) podem ser obser-
vados na Figura 5.5. O EM indica em geral uma subestimativa do modelo, principalmente
na regi˜ao tropical continental. Observando a REMQ verifica-se que os principais erros
ocorrem na orienta¸c˜ao da ZCAS.
Se¸c˜ao 5.2. ZCASN Ativa 83
(a) (b)
Figura 5.5: Erro m´edio (a) e raiz do erro m´edio quadr´atico (b) da precipita¸c˜ao acumulada di´aria na
simula¸c˜ao CMO para o caso de Z C ASN ativa.
Uma an´alise mais detalhada dos fluxos de calor em superf´ıcie e da evolu¸c˜ao da TSM
foram realizadas para regi˜oes especificadas na Figura 5.6.
(a) (b)
Figura 5.6:
´
Areas selecionadas para an´alise dos fluxos de calor sens´ıvel e latente (a) e pontos selecionados
para an´alise da evolu¸c˜ao da TSM (b) para o cas o de ZCASN ativa. A escala sombreada re presenta a
precipita¸c˜ao na se mana do evento.
As Figuras 5.7 a, c apresentam as m´edias dos fluxos de calor sens´ıvel e latente e da
radia¸c˜ao de onda curta incidente na simula¸c˜ao CMO para as ´areas selecionadas sobre ZCAS
continental e oceˆanica. Nota-se o sinal do evento de interesse nas trˆes vari´aveis analisadas
para a por¸c˜ao continental no per´ıodo de 16 a 23 de fevereiro de 2002. Neste per´ıodo ocorre
uma redu¸c˜ao da radia¸c˜ao de o nda curta e do fluxo de calor sens´ıvel e um aumento do fluxo
de calor latente, devido ao aumento de nebulosidade e da precipita¸c˜ao sobre a regi˜ao. Ap´os
84 Cap´ıtulo 5. Simula¸c˜oes Num´ericas
esse per´ıodo o fluxo de calor latente mant´em-se elevado por trˆes dias, devido ao aumento
da disponibilidade h´ıdrica proporcionado pela ZCAS, e depois decresce, enquanto o fluxo
de calor sens´ıvel aumenta acompanhando a curva de radia¸c˜ao de onda curta.
Sobre o oceano o fluxo de calor sens´ıvel mostra-se insignificante e o fluxo de calor latente
apresenta menores varia ¸c˜oes. Mas ´e poss´ıvel notar o sinal da ZCAS sobre a varia¸c˜ao do
fluxo de calor latente, com o m´aximo deste fluxo coerente com o m´ınimo de radia¸c˜ao de
onda curta (maior a t ividade da ZCAS) no dia 23/02. Porta nto, a for ¸cante radiativa n˜ao ´e
o principal mecanismo de controle sobre a evapora¸c˜ao, sendo esta for¸cada essencialmente
pelo vento.
(a) (b)
(c) (d)
Figura 5.7: Evolu¸c˜ao temporal da radia¸c˜ao de onda curta (OC), do fluxo de calor sens´ıvel (H) e do fluxo de
calor latente (LE) sobre as regi˜oes especificadas na Figura 5.6 a para a simula¸c˜ao CMO (a, c) e a diferen¸ca
entre CMO e CT R (b, d). Caso de ZCASN ativa e unidades W m
−2
As diferen¸cas dos fluxos de calor sens´ıvel e latente e da radia¸c˜ao de onda curta incidente
entre as simula¸c˜oes CMO e CTR podem ser observadas na Figura 5.7 b , d. Sobre a
por¸c˜ao continental da ZCAS as diferen¸cas s˜ao pequenas, mas no in´ıcio do per´ıodo de
maior atividade do evento (dias 19 a 21) nota-se que o fluxo de calor latente ´e maior e
Se¸c˜ao 5.2. ZCASN Ativa 85
o fluxo de calor sens´ıvel ´e menor em CTR, indicando maior atividade da Z CAS em CTR
tamb´em sobre a ZCAS continental. As diferen¸cas sobre a ZCAS oceˆanica s˜ao maiores.
Nos primeiros 10 dias e no final da simula¸c˜ao a r adia¸c˜ao de onda curta foi em geral maior
em CTR e no per´ıodo em que ocorre maior atividade da ZCAS oceˆanica (menores valores
de radia¸c˜ao de onda curta) a radia¸c˜ao de onda curta fo i maior em CMO, confirmando
maior atividade da ZCAS oceˆanica em CTR. A diferen¸ca do fluxo de calor latente sobre a
ZCAS oceˆanica s´o torna-se significativa na metade da simula¸c˜ao, quando passa a indicar
que maior fluxo ocorre em CTR devido `a redu¸c˜ao da TSM adjacente `a ZCAS em CMO.
A Figura 5.8 mostra a evolu¸c˜ao da TSM, da profundidade da camada de mistura e
dos principais parˆa metros respons´aveis pela varia¸c˜ao destas vari´aveis par a alguns pontos
selecionados no Oceano Atlˆantico. O ponto 1, localizado pr´oximo `a costa da Argentina,
apresenta dois per´ıodos de aquecimento durante as duas primeiras semanas, interrompidos
por um brusco aprofundamento e resfriamento da CMO, causado por aumento da veloci-
dade de arrasto e redu¸c˜ao do fluxo de calor em superf´ıcie. Na terceira semana nota-se um
gradativo resfriamento provocado pela manuten¸c˜ao de valores elevados da velocidade de
arrasto e por quedas no fluxo de calor em superf´ıcie.
Ao sul da ZCAS, ponto 2, verifica-se um aquecimento no in´ıcio da simula¸c˜ao e gradativo
resfriamento a partir do dia 15 de f evereiro, quando a umenta a varia¸c˜ao do fluxo de calor
em superf´ıcie e os valores da velocidade de arrasto mant´em-se elevados. Sob a ZCAS,
ponto 3, as principais varia¸c˜oes da TSM ocorrem de 21 a 24 de fevereiro, quando a ZCAS
´e mais a t iva sobre o oceano e ocorrem significativos aumento da velocidade de arrasto e
redu¸c˜ao do fluxo de calor, provocando resfriamento da TSM. Ao no rt e da ZCAS, ponto 4,
ocorre um gradativo a pro fundamento e resfriamento da CMO, associados principalmente
aos baixos valores do fluxo de calor em superf´ıcie durante toda a simula¸c˜ao.
No ponto 5, significativas varia¸c˜oes da TSM s˜ao provocadas tanto por varia¸c˜oes da
velocidade de arrasto, quanto po r var ia ¸c˜oes no fluxo de calor em superf´ıcie. Entretanto,
no per´ıodo de maior atividade da ZCAS oceˆanica a varia¸c˜ao da TSM ´e pequena. No ponto
6 observa-se um aquecimento ao longo da simula¸c˜ao, proporcionado pela baixa velocidade
de arrasto e elevado fluxo de calor em superf´ıcie.
O resfriamento ocorrido na costa do Brasil foi provocado principalmente pela redu¸c˜ao
do fluxo de superf´ıcie e fica clara esta influˆencia nos pontos ao sul e ao norte da ZCAS. As
86 Cap´ıtulo 5. Simula¸c˜oes Num´ericas
(a) (b)
(c) (d)
(e) (f)
Figura 5.8: Evolu¸c˜ao da TSM, da profundidade da camada de mistura (h), da velocidade de arrasto (u
∗
)
e do fluxo de calor em superf´ıcie (sflx) para os pontos da Fig ur a 5.6b no c aso 1 de ZCASN ativa.
principais varia¸c˜oes neste fluxo foram provocadas pela r edu¸c˜ao da radia¸c˜ao de onda curta
incidente devido ao aumento de nebulosidade. Na regi˜ao ao sul da ZCAS a contribui¸c˜ao
da velocidade de arrasto ´e mais significativa e o resfriamento nesta regi˜ao ´e causado pela
passagem de sistemas transientes que alimentaram a ZCAS.
O MCMO mostrou-se bastante sens´ıvel `as varia¸c˜oes do fluxo de superf´ıcie, superesti-
mando esse resfriamento inclusive na costa do nordeste do Brasil, onde era esperado um
Se¸c˜ao 5.3. ZCA SN Inativa 87
aquecimento. As TSM’s mais fria s a o longo da costa reduziram a convergˆencia do escoa-
mento, o transpor t e de umidade e o fluxo de calor latente sob a ZCAS, provocando redu¸c˜ao
da precipita¸c˜ao em CMO.
5.3 ZCASN Inat iva
No caso de ZCASN inativa os resultados da simula¸c˜ao CMO e o s dados de fluxo de
umidade e da precipita¸c˜ao semanal acumulada podem ser observadas na Figura 5.9. Na
primeira semana o fluxo de umidade da ASAS converge com o fluxo de NW da Amazˆonia
na regi˜ao subtropical. Entretanto, o fluxo proveniente da Amazˆonia ´e subestimado pelo
modelo e conseq¨uentemente a precipita¸c˜ao associada a essa convergˆencia.
Na segunda semana o modelo reproduz a convergˆencia do fluxo tropical de leste com
o fluxo de oeste da Amazˆonia, que origina um intenso fluxo de norte que se estende at´e
a regi˜ao subtropical. Mas a precipita¸c˜ao se mant´em inferior `a observada. Na terceira
semana a convergˆencia do fluxo tropical oceˆanico de leste com o fluxo de oeste proveniente
da Amazˆonia ocorre mais ao norte, deslocando tamb´em para norte a precipita¸c˜ao, ainda
sub estimada principalmente sobre o continente.
Uma das principais caracter´ısticas do modo ZCASN inativa ´e a a nomalia de leste no
fluxo de umidade tropical continental. Este comportamento ´e claro nos primeiros 10 dias
de simula¸c˜ao, quando a ZCAS est´a configurada em sua posi¸c˜ao mais ao sul. No restante
da simula¸c˜ao ocorre a intensifica¸c˜a o gradativa da precipita¸c˜ao e migra¸c˜ao da ZCAS para
norte. Entretanto, a precipita¸c˜ao na costa do sul do Brasil ´e superestimada pelo modelo.
A diferen¸ca entre as simula¸c˜oes CMO e CTR n˜ao s˜ao significativas na primeira semana
de simula¸c˜ao. Na segunda semana a convergˆencia sobre a ZCAS ´e mais intensa em CTR,
mas as diferen¸cas na precipita¸c˜ao apresentam regi˜oes muito pr´oximas com comportamentos
diferentes. Na terceira semana a convergˆencia de umidade e a precipita¸c˜ao s˜ao maiores
em CTR ao sul da ZCAS, indicando maior erro nesta simula¸c˜ao, com exce¸c˜ao da costa de
Santa Catarina e do Uruguai.
88 Cap´ıtulo 5. Simula¸c˜oes Num´ericas
(a) (b) (c)
(d) (e) (f)
(g) (h) (i)
Figura 5.9: Precipita¸c ˜ao acumulada semanal (mm) e m´edias semanais do fluxo de umidade integrado
verticalmente (10 g cm
−1
s
−1
) para as o bs e rva¸c˜oes (a, b, c), para a simula¸c˜ao CMO (d, e, f) e a diferen¸ca
entre a s simula¸c˜oes CMO e CTR (g, h, i) para o caso de ZCASN inativa.
Se¸c˜ao 5.3. ZCA SN Inativa 89
Na Figura 5.10 s˜ao a presentados os campos de vento semanal em 1000 hPa e da evolu¸c˜ao
semanal da TSM observados e simulados em CMO. Na primeira semana a principal ca-
racter´ıstica da circula¸c˜ao de baixos n´ıveis observada, associada `a circula¸c˜ao da ASAS e
escoamento de leste sobre o continente nas regi˜oes tropical e subtropical, foi bem repro-
duzida pelo modelo. A evolu¸c˜ao da TSM indica que a regi˜ao de aquecimento pr´oxima `a
costa abaixo de 30
◦
S foi reproduzida, apesar de subestimada, e o aquecimento observado
na costa do sudeste do Brasil n˜ao foi capturado. Al´em disso, o resfriamento em torno de
20
◦
W 25
◦
S foi subestimado.
Na segunda semana o modelo foi capaz de representar o intenso escoamento de leste no
Atlˆantico, que atinge regi˜oes continentais subtropicais, e o escoamento de oeste na regi˜ao
continental tropical. Com rela¸c˜ao `a TSM, o modelo foi capaz de reproduzir o aquecimento
observado na por¸c˜ao sul do dom´ınio, por´em superestima o resfriamento na costa do sudeste
do Brasil e na borda sudeste do dom´ınio.
A circula¸c˜ao observada em baixos n´ıveis na terceira semana ´e similar `a circula¸c˜ao da
semana anterior e tamb´em foi bem reproduzida pelo modelo. A evolu¸c˜ao da TSM nesta
semana foi bem reproduzida, com aquecimento na por¸c˜ao sul do dom´ınio e resfriamento
na por¸c˜ao central e leste.
A diferen¸ca entre as simula¸c˜oes CMO e CTR indicam o aquecimento gradativo do
Atlˆantico sudoeste, com resfriamento a leste e na costa do sudeste do Bra sil, enfraquecendo
as anomalias de TSM pr´e-existentes. Esta mudan¸ca no padr˜ao de anomalias de TSM parece
interferir no posicionamento da ZCAS, uma vez que esta ´e deslocada para norte na segunda
metade da simula¸c˜ao. Com rela¸c˜ao `a circula¸c˜ao de baixos n´ıveis, a convergˆencia na regi˜ao
da ZCAS oceˆanica em sua posi¸c˜ao mais ao norte ´e maior em CTR, principalmente na
terceira semana. Assim, as principais diferen¸cas observadas entre a s simula¸c˜oes CMO e
CTR s˜ao provocadas pelo resfriamento na costa do sudeste do Brasil.
As caracter´ısticas do modo ZCASN inativa apresentaram-se mais claras na primeira
metade da simula¸c˜ao. As anomalias de leste na r egi˜ao tropical continental, que representa m
a fase de quebra do SMAS, fo r am verificadas no escoamento de leste, mais intenso em 850
hPa (figuras n˜ao mostradas). Como esperado, o JBN apresentou-se mais fra co e a umidade
proveniente do Atlˆant ico subtropical ´e bastante significativa neste caso de ZCAS.
Este caso confirma que no modo de variabilidade ZCASN inativa h´a uma for¸cante
90 Cap´ıtulo 5. Simula¸c˜oes Num´ericas
das anomalias quentes oceˆanicas para a atmosfera, instabilizando-a. Mas os resultados
apresenta do s indicam que uma vez que a ZCAS ´e formada, ela tende a enfraquecer essas
anomalias quentes pr´e-existentes.
(a) (b) (c)
(d) (e) (f)
(g) (h) (i)
Figura 5.10: M´edias semanais do vento em 1000 hPa e evolu¸c˜ao semanal da TSM para as observa¸c˜oes (a,
b, c), para a simula¸c˜ao CMO (d, e, f) e a diferen¸ca entre as simula¸c˜oes CMO e CTR (g, h, i) para o caso
de ZCASN inativa.
O EM e a REMQ da precipita¸c˜ao di´aria acumulada (simula¸c˜ao CMO) podem ser obser-
vados na Figura 5.11. O EM indica subestimativa do modelo sobre a por¸c˜ao oceˆanica da
ZCAS no evento de interesse e na regi˜ao tropical continental. Para a REMQ os principais
Se¸c˜ao 5.3. ZCA SN Inativa 91
erros ocorrem a norte do evento de interesse, inclusive na regi˜ao continental, indicando que
os maiores erros ocorrem quando a ZCAS est´a posicionada mais ao norte, principalmente
na terceira semana de simula¸c˜ao.
(a) (b)
Figura 5.11: Erro m´edio (a) e raiz do erro m´edio quadr´atico (b) da precipita¸c˜ao acumulada di´aria na
simula¸c˜ao CMO para o caso de Z C ASN ina tiva.
Uma an´alise mais detalhada dos fluxos de calor em superf´ıcie e da evolu¸c˜ao da TSM
foram realizadas para regi˜oes especificadas na Figura 5.12.
(a) (b)
Figura 5.12:
´
Areas selecionadas para an´alise dos fluxos de calor sens´ıvel e latente (a) e pontos selecionados
para an´alise da evolu¸c˜ao da TSM (b) pa ra o caso de ZCASN inativa. A esca la sombreada representa a
precipita¸c˜ao na se mana do evento.
As Figuras 5.13 a, c apresentam a m´edia dos fluxos de calor sens´ıvel e latente e da
radia¸c˜ao de onda curta incidente na simula¸c˜ao CMO para as ´areas selecionadas sobre
92 Cap´ıtulo 5. Simula¸c˜oes Num´ericas
(a) (b)
(c) (d)
Figura 5.13: Evolu¸c˜ao temporal da radia¸c ˜ao de onda curta (OC), do fluxo de calor sens´ıvel (H) e do
fluxo de calor latente (LE) s obre as regi˜oes especificadas na Figura 5.12 a para a simula ¸c˜ao CMO (a, c) e
a diferen¸ca entre CMO e CTR (b, d). Caso de ZCASN inativa e unidades W m
−2
ZCAS continental e oceˆanica. Neste caso a varia¸c˜ao da radia¸c˜ao de onda curta n˜ao ´e t˜ao
pronunciada sobre o continente e o maior aumento do fluxo de calor latente e r edu¸c˜ao do
fluxo de calor sens´ıvel ocorre dois dias antes do m´ınimo de radia¸c˜ao de onda curta. Sobre o
oceano o fluxo de calor sens´ıvel mostra- se insignificante e o fluxo de calor latente ´e menor
do que no caso anterior. Como no caso anterior, o m´aximo do fluxo de calor latente ocorre
simultaneament e com o m´ınimo de radia¸c˜ao de onda curta.
As diferen¸cas dos fluxos de calor sens´ıvel e latente e da radia¸c˜ao de onda curta incidente
entre as simula¸c˜oes CMO e CTR podem ser observadas na Figura 5.13 b, d. Sobre a por¸c˜ao
continental da ZCAS as diferen¸cas s˜ao pequenas. A diferen¸ca sobre a ZCAS oceˆanica entre
as duas simula¸c˜oes ´e mais significativa para a ra dia¸c˜ao de onda curta, mas esta diferen¸ca
varia entre positiva e negativa durante a simula¸c˜ao, n˜ao apresentando um padr˜ao muito
claro.
A Figura 5.14 mostra a evolu¸c˜ao da TSM, da pro fundidade da camada de mistura e
Se¸c˜ao 5.3. ZCA SN Inativa 93
(a) (b)
(c) (d)
(e) (f)
Figura 5.14: Evolu¸c˜ao da TSM, da profundidade da c amada de mistura (h), da velocidade de arrasto (u
∗
)
e do fluxo de calor em superf´ıcie (sflx) para os pontos da Figura 5.12b no caso de ZCASN inativa.
dos principais parˆa metros respons´aveis pela varia¸c˜ao destas vari´aveis par a alguns pontos
selecionados no Oceano Atlˆantico. O ponto 1, localizado pr´oximo `a costa da Argentina,
apresenta um aquecimento durante toda a simula¸c˜ao mantido pelo elevado fluxo de calor
na superf´ıcie, apesar das varia¸c˜oes da velocidade de arrasto.
Sob a ZCAS, ponto 2, verifica-se que as varia¸c˜oes da TSM s˜ao provocadas princi-
palmente pela va r ia ¸c˜ao do fluxo de calor na superf´ıcie, de acordo com a intensifica¸c˜ao
94 Cap´ıtulo 5. Simula¸c˜oes Num´ericas
e enfraquecimento da ZCAS. Quando a ZCAS est´a mais ativa o fluxo de calor em su-
perf´ıcie ´e reduzido (menor radia¸c˜ao de onda curta incidente) e ocorre um resfriamento da
TSM abaixo dela. Ao norte da ZCAS, ponto 3, ´e observado um resfriamento ao longo da
simula¸c˜ao, causado principalmente por redu¸c˜oes no fluxo de calor em superf´ıcie.
Nos pontos 4 e 5 notam-se varia¸c˜o es significativas devido `a varia¸c˜ao do fluxo de calor,
uma vez que a velocidade de arrasto ´e fraca durante toda simula¸c˜ao . No ponto 6 observa-se
um r esfriamento na primeira metade da simula¸c˜ao, seguido de um aquecimento at´e o fim
da simula¸c˜ao e significativas varia¸c˜oes s˜ao verificadas t anto no fluxo de calor em superf´ıcie,
quanto na velocidade de arrasto.
5.4 ZCASS Ativa
No caso de ZCASS a t iva os resultados da simula¸c˜ao CMO e os dados de fluxo de
umidade e da precipita¸c˜a o semanal a cumulada podem ser observadas na Figura 5.15. Na
primeira semana o fluxo de umidade n˜ao ´e muito intenso e est´a principalmente associado
ao transporte de umidade induzido pela ASAS e ao t ranspo r t e de oeste/noroeste da umi-
dade amazˆonica. Este comportamento foi capturado pelo modelo, apesar de ligeiramente
sub estimado, e a precipita¸c˜ao acumulada simulada ´e subestimada, principalmente sobre o
continente.
Na segunda semana o modelo reproduz a forte convergˆencia do fluxo da ASAS com
o fluxo proveniente da Amazˆonia sobre o Brasil central, originando um intenso fluxo de
norte que se estende at´e a regi˜ao subtropical. O intenso fluxo de oeste observado na regi˜ao
tropical continental ´e consistente com as anomalias de oeste verificadas nesta regi˜ao para
o modo ZCASS ativa. O m´aximo da precipita¸c˜ao sobre os estados de S˜ao Paulo e Paran´a
´e subestimado e a precipita¸c˜ao no Brasil central ´e superestimada.
O padr˜ao de convergˆencia do fluxo de umidade ´e mantido na terceira semana, com
uma intensifica¸c˜ao do fluxo de sul que atinge latitudes subtropicais. O po sicionamento da
precipita¸c˜ao ´e bem representado, mas superestimado no Brasil centra l.
A diferen¸ca entre as simula¸c˜oes CMO e CTR na primeira semana de simula¸c˜ao indicam
maior convergˆencia de umidade e precipita¸c˜ao em CMO. Na segunda e na terceira semana
a convergˆencia de umidade e a precipita¸c˜ao sobre a ZCAS ´e mais intensa em CTR.
Se¸c˜ao 5.4. ZCA SS Ativa 95
(a) (b) (c)
(d) (e) (f)
(g) (h) (i)
Figura 5.15: Precipita¸c˜ao acumulada semanal (mm) e m´edias semanais do fluxo de umidade integrado
verticalmente (10 g cm
−1
s
−1
) para as o bs e rva¸c˜oes (a, b, c), para a simula¸c˜ao CMO (d, e, f) e a diferen¸ca
entre a s simula¸c˜oes CMO e CTR (g, h, i) para o caso de ZCASS ativa.
Na Figura 5.16 s˜ao a presentados os campos de vento semanal em 1000 hPa e da evolu¸c˜ao
semanal da TSM observados e simulados em CMO. Na primeira semana a principal carac-
ter´ıstica da circula¸c˜ao de baixos n´ıveis observada, associada `a circula¸c˜ao da ASAS e esco-
amento de leste sobre o continente nas regi˜oes tropical e subtropical, foi bem reproduzida
pelo modelo, apesar da superestimativa do escoamento de leste sobre a regi˜ao subtropical.
A evolu¸c˜ao da TSM indica que ocorre aquecimento sobre toda a bacia, sendo m´aximo no
96 Cap´ıtulo 5. Simula¸c˜oes Num´ericas
sul do dom´ınio. Este comportamento ´e subestimado, mas representa do pelo modelo.
Na segunda semana o modelo foi capaz de representar o intenso escoamento de leste
no Atlˆantico, que atinge regi˜oes continentais tropicais e subtropicais, e a forma¸c˜ao de uma
circula¸c˜ao ciclˆonica na por¸c˜ao continental central do dom´ınio. Este padr˜ao de circula¸c˜ao
´e coerente com as anomalias de norte no Atlˆantico subtropical oeste e sobre o continente,
verificadas no modo ZCASS ativa. Com rela¸c˜ao `a TSM, o modelo foi capaz de reproduzir o
aquecimento observado nas por¸c˜oes sul e leste do dom´ınio, por´em produz um resfriamento
na costa do sul do Brasil onde ´e observado um aquecimento.
A intensa circula¸c˜ao observada em baixos n´ıveis na terceira semana est´a associada
`a ASAS e a um escoamento de norte sobre o continente a t´e latitudes subtropicais. O
aquecimento observado no sul do dom´ınio e o resfriamento observado na costa do sul
e sudeste do Brasil foram capturados pelo modelo, apesar de terem sido subestimado e
sup erestimado, respectivamente. Entretanto, o resfriamento observado, centrado em 30
◦
S-
20
◦
W , n˜ao foi reproduzido.
A diferen¸ca entre as simula¸c˜oes CMO e CTR indicam um aquecimento gradativo nas
por¸c˜oes sul e leste do dom´ınio, com resfriamento na costa do sul e sudeste do Brasil (exceto
na primeira semana). Este resfriamento ´e respons´avel p ela redu¸c˜ao da convergˆencia de
umidade e da precipita¸c˜ao na simula¸c˜ao CMO, que apresenta maiores erros na regi˜ao da
ZCAS. O aquecimento no leste do dom´ınio e o resfriamento na costa do sul do Brasil
enfraqueceram as anomalias pr´e-existentes, enquanto o r esfriamento na costa do sudeste
do Brasil e o aquecimento no sul do dom´ınio fortaleceram essas anomalias. Estas varia¸c˜oes
de TSM tendem a modificar o padr˜a o de anomalias de TSM, que por sua vez pode alterar
o posicionamento da ZCAS ao longo do tempo .
O aquecimento simulado da TSM a oeste do dom´ınio ´e causado pelo fortalecimento da
ASAS e ´e poss´ıvel notar um ligeiro fortalecimento do fluxo de umidade entre 20-25
◦
S sobre
o oceano. Entretanto, essa mudan¸ca no transporte de umidade n˜ao afeta significativamente
a ZCAS.
Neste caso, a s fra cas anomalias de leste sobre o continente tropical esperadas no escoa-
mento de baixos n´ıveis n˜ao ficaram claras. Por outro lado, caracter´ısticas mais significativas
do modo ZCASS ativa, como o fortalecimento do JBN em dire¸c˜ao `a ZCAS e o escoamento
de norte no Atlˆantico subtropical oeste, foram observadas. Vale ressaltar que estas ca-
Se¸c˜ao 5.4. ZCA SS Ativa 97
racter´ısticas s˜ao influenciadas pelo padr˜ao de anomalias de TSM (Doyle e Barros, 2002) .
Na regi˜ao tropical as anomalias frias de TSM fortalecem os al´ısios e na regi˜ao subtropical
as anomalias quentes de TSM n˜ao favorecem o fluxo de leste na regi˜ao. Assim, o JBN ´e
fortalecido e atinge latitudes maiores.
(a) (b) (c)
(d) (e) (f)
(g) (h) (i)
Figura 5.16: M´edias semanais do vento em 1000 hPa e evolu¸c˜ao semanal da TSM para as observa¸c˜oes (a,
b, c), para a simula¸c˜ao CMO (d, e, f) e a diferen¸ca entre as simula¸c˜oes CMO e CTR (g, h, i) para o caso
de ZCASS ativa.
O EM e a REMQ da precipita¸c˜ao di´aria acumulada (simula¸c˜ao CMO) podem ser ob-
servados na Figura 5.17. O EM indica subestimativa do modelo sobre a ZCAS e superes-
98 Cap´ıtulo 5. Simula¸c˜oes Num´ericas
timativa no Brasil central. Atrav´es da an´alise da REMQ verifica-se que os principais erros
ocorrem na regi˜ao de atua¸c˜ao da ZCAS.
(a) (b)
Figura 5.17: Erro m´edio (a) e raiz do erro m´edio quadr´atico (b) da precipita¸c˜ao acumulada di´aria na
simula¸c˜ao CMO para o caso de Z C ASS ativa.
Uma an´alise mais detalhada dos fluxos de calor em superf´ıcie e da evolu¸c˜ao da TSM
foram realizadas para regi˜oes especificadas na Figura 5.18.
(a) (b)
Figura 5.18:
´
Areas selecionadas para an´alise dos fluxos de calor sens´ıvel e latente (a) e pontos selecionados
para an´alise da evolu¸c˜ao da TSM (b) para o caso de ZCASS ativa. A escala sombreada representa a
precipita¸c˜ao na se mana do evento.
As Figuras 5.19 a, c apresentam a m´edia dos fluxos de calor sens´ıvel e latente e da
radia¸c˜ao de onda curta incidente na simula¸c˜ao CMO para as ´areas selecionadas sobre
ZCAS continental e oceˆanica. A radia¸c˜ao de onda curta para a ´area da ZCAS continental
Se¸c˜ao 5.4. ZCA SS Ativa 99
diminui significativamente a partir do dia 20/01 e apresenta dois m´ınimos, nos dias 22 e
31/01. O principal aumento do fluxo de calor latente ocorre no in´ıcio da simula¸c˜ao, quando
a radia¸c˜ao de onda curta come¸ca a decrescer (forma¸c˜ao da Z CAS), devido ao aumento da
precipita¸c˜ao e conseq¨uentemente da disponibilidade h´ıdrica. Os m´ınimos do fluxo de calor
sens´ıvel s˜ao coerentes com os m´ınimos de radia¸c˜ao de onda curta. Sobre o oceano o fluxo
de calor lat ente tamb´em aumenta na primeira semana de simula¸c˜ao, antes do per´ıodo
maduro da ZCAS (verificado no per´ıodo de m´ınimo de radia¸c˜ao de onda curta) associado
ao aquecimento da TSM, e apresenta um segundo m´aximo durante o evento devido `a maior
atividade da ZCAS.
(a) (b)
(c) (d)
Figura 5.19: Evolu¸c˜ao temporal da radia¸c ˜ao de onda curta (OC), do fluxo de calor sens´ıvel (H) e do
fluxo de calor latente (LE) s obre as regi˜oes especificadas na Figura 5.18 a para a simula ¸c˜ao CMO (a, c) e
a diferen¸ca entre CMO e CTR (b, d). Caso de ZCASS ativa e unidades W m
−2
As diferen¸cas dos fluxos de calor sens´ıvel e latente e da radia¸c˜ao de onda curta incidente
entre as simula¸c˜oes CMO e CTR podem ser observadas na Figura 5.19 b, d. Sob a por¸c˜ao
continental da ZCAS as diferen¸cas s˜ao pequenas e n˜ao apresentam comportamento bem
definido. Para a ZCAS oceˆanica, na primeira metade da simula¸c˜ao a radia¸c˜ao de onda
100 Cap´ıtulo 5. Simula¸c˜oes Num´ericas
curta ´e maior em CTR (maior atividade da ZCAS em CMO) e no restante da simula¸c˜ao
a radia¸c˜ao de onda curta ´e maior em CMO (maior atividade da ZCAS em CTR). O fluxo
de calor latente acompanha a varia¸c˜ao da radia¸c˜ao de onda curta, sendo maior em CMO
no in´ıcio da simula¸c˜ao e maior em CTR no final da simula¸c˜ao.
A Figura 5.20 mostra a evolu¸c˜ao da TSM, da pro fundidade da camada de mistura e
dos principais parˆa metros respons´aveis pela varia¸c˜ao destas vari´aveis par a alguns pontos
selecionados no Oceano Atlˆantico. O ponto 1, localizado pr´oximo `a costa da Argentina,
apresenta um aquecimento durante toda a simula¸c˜ao mantido pelo elevado fluxo de calor
na superf´ıcie, apesar das varia¸c˜oes da velocidade de arrasto.
Sob a ZCAS, ponto 2, verifica-se um aquecimento inicial proporcionado pelo aumento
do fluxo de superf´ıcie e redu¸c˜ao da velocidade de arrasto. A seguir, ocorre um resfria-
mento a t´e o final da simula¸c˜ao devido `a redu¸c˜ao do fluxo de calor e fortalecimento da
velocidade de arrasto. Ao norte da ZCAS, ponto 3, notam-se dois per´ıodos bem definidos
de resfriamento provocados pela redu¸c˜ao do fluxo de calor em superf´ıcie (maior atividade da
ZCAS). Pr´oximo `a costa do nordeste do Brasil, ponto 4, a velocidade de arrasto se mant´em
fraca durante toda a simula¸c˜ao e as varia¸c˜oes de TSM s˜ao causadas exclusivamente pelas
varia¸c˜oes do fluxo de calor em superf´ıcie.
No ponto 5 nota-se um aqueciment o mantido ao longo da simula¸c˜ao por elevado s valores
de fluxo de calor em superf´ıcie e fraca velocidade de ar rasto. No ponto 6 observa-se um
aquecimento inicial seguido de um resfriamento associado ao per´ıodo de maior atividade da
ZCAS oceˆanica, devido ao aumento do fluxo de calor e redu¸c˜ao da velocidade de arra sto.
Neste caso a influˆencia direta da ZCAS na varia¸c˜ao de TSM ocorre principalment e
na costa do sul e sudeste do Brasil, onde o fortalecimento da ZCAS est´a principalmente
associado ao resfriamento da TSM devido ao aumento de nebulosidade. No in´ıcio da
simula¸c˜ao o aquecimento ocorrido na costa do sudeste provoca aumento do fluxo de calor
latente e da convergˆencia de umidade sob a ZCAS, favorecendo-a na simula¸c˜ao CMO.
Em seu est´agio maduro, o resfriamento induzido pela ZCAS na simula¸c˜ao CMO provoca
redu¸c˜ao da convergˆencia de umidade, do fluxo de calor latente e conseq¨uentemente da
precipita¸c˜ao, com r ela¸c˜ao a simula¸c˜ao CTR.
Se¸c˜ao 5.4. ZCA SS Ativa 101
(a) (b)
(c) (d)
(e) (f)
Figura 5.20: Evolu¸c˜ao da TSM, da profundidade da c amada de mistura (h), da velocidade de arrasto (u
∗
)
e do fluxo de calor em superf´ıcie (sflx) para os pontos da Figura 5.18b no caso de ZCASS ativa.
102 Cap´ıtulo 5. Simula¸c˜oes Num´ericas
5.5 ZCASS Inativa
No caso de ZCASS inativa os resultados da simula¸c˜ao CMO e os dados de fluxo de
umidade e da precipita¸c˜a o semanal a cumulada podem ser observadas na Figura 5.21. Na
primeira semana o modelo reproduz o fluxo de umidade proveniente da Amazˆonia em
dire¸c˜ao ao sudeste do Brasil, que ´e bastante intenso e converge sobre o Atlˆantico subtropical
com o fluxo de umidade associado `a ASAS. Uma intensa taxa de precipita¸c˜ao ´e observada,
mas ´e subestimada pelo modelo, principalmente sobre o continente.
Na segunda semana o modelo reproduz a f orte convergˆencia de umidade, sobre o Brasil
central, do fluxo tropical oceˆanico de leste com o fluxo de oeste proveniente da Amazˆonia,
criando um intenso fluxo de norte que se estende at´e a regi˜ao subtropical ao longo da
ZCAS. Este ´e um comportamento bastante caracter´ıstico do modo ZCASS inativa. En-
tretanto, o fluxo da Amazˆonia ´e ligeiramente subestimado, provocando uma subestimativa
da precipita¸c˜ao associada `a ZCAS.
Na terceira semana o sentido do fluxo de umidade sobre o continente ´e invertido, fluindo
de sudeste a partir Atlˆantico subtropical e na regi˜ao tropical o transporte de umidade ´e
muito pequeno. Este comportamento foi bem capturado pelo modelo, mas este ainda
sub estima a precipita¸c˜ao.
A diferen¸ca entre as simula¸c˜oes CMO e CTR na primeira semana de simula¸c˜ao indicam
maior convergˆencia de umidade e precipita¸c˜ao em CTR. Na segunda semana este compor-
tamento se mant´em mais afastado da costa e pr´oximo `a costa a convergˆencia de umidade
e a precipita¸c˜ao s˜ao maiores em CMO. Na terceira semana verifica-se um maior transporte
de umidade pela ASAS em CTR.
Se¸c˜ao 5.5. ZCA SS Inativa 103
(a) (b) (c)
(d) (e) (f)
(g) (h) (i)
Figura 5.21: Precipita¸c˜ao acumulada semanal (mm) e m´edias semanais do fluxo de umidade integrado
verticalmente (10 g cm
−1
s
−1
) para as o bs e rva¸c˜oes (a, b, c), para a simula¸c˜ao CMO (d, e, f) e a diferen¸ca
entre a s simula¸c˜oes CMO e CTR (g, h, i) para o caso de ZCASS inativa.
104 Cap´ıtulo 5. Simula¸c˜oes Num´ericas
Na Figura 5.22 s˜ao a presentados os campos de vento semanal em 1000 hPa e da evolu¸c˜ao
semanal da TSM observados e simulados em CMO. Na primeira semana as principais
caracter´ısticas da circula¸c˜ao observada em baixos n´ıveis s˜ao capturadas pelo modelo como:
circula¸c˜ao da ASAS, convergˆencia sobre o continente na regi˜ao subtropical do escoamento
de leste oceˆanico com o escoamento de noroeste e circula¸c˜ao ciclˆonica em torno de 35
◦
S
a leste do dom´ınio. A evolu¸c˜ao da TSM indica um resfriamento na regi˜ao subtropical,
que ´e superestimado pelo modelo e se estende at´e a costa do sul e sudeste do Brasil. O
aquecimento da TSM observado nas demais regi˜oes ´e reproduzido, apesar de subestimado
pelo modelo.
Na segunda semana o modelo foi capaz de representar a convergˆencia do escoamento
tropical oceˆanico de leste com o escoamento de noroeste observado sobre a r egi˜ao tropical
continental. Entretanto, o escoamento de leste na regi˜ao subtropical ´e superestimado
pelo modelo. O escoamento de oeste na regi˜ao tropical continental e o enfraquecimento do
escoamento de norte, proveniente da Amazˆonia em dire¸c˜ao ao sul do Brasil, s˜ao importantes
caracter´ısticas do modo ZCASS inativa e foram identificadas neste evento. Al´em disso,
como no caso de ZCASN ativa, anomalias fria s no Oceano Atlˆantico subtropical provocam
um aumento do gradiente de temperatura continente-oceano, que favorece o escoamento de
leste nesta regi˜ao e bloqueia a ZCAS mais a o norte (Doyle e Barros, 2002 ) . Com rela¸c˜ao
`a TSM, o modelo subestimou o aquecimento observado sobre a maior parte da bacia e
produziu duas regi˜oes de resfriamento n˜ao observadas.
A circula¸c˜ao observada em baixos n´ıveis na terceira semana apresenta um escoamento
de leste at´e latitudes subtropicais, mais intenso sobre o continente, e foi bem reproduzida
pelo modelo. O resfriamento observado da TSM ao longo da costa da Argentina a t´e o
sudeste do Brasil foi representado pelo modelo e o aquecimento no restante da bacia foi
sub estimado.
A diferen¸ca entre as simula¸c˜oes CMO e CTR indicam um aquecimento gradativo nas
por¸c˜oes sul e leste do dom´ınio, com resfriament o na costa do sul e sudeste do Brasil
na primeira e t erceira semanas e aquecimento na costa do sudeste na segunda semana.
Estas altera¸c˜oes de TSM est˜ao associadas, respectivamente, `a redu¸c˜ao e ao aumento da
convergˆencia de umidade na simula¸c˜ao CMO, quando comparada com a simula¸c˜ao CTR.
Esse comporta mento da TSM, com exce¸c˜ao do aquecimento na costa do sudeste na segunda
Se¸c˜ao 5.5. ZCA SS Inativa 105
semana, tende a fortalecer as anomalias pr´e-existentes.
(a) (b) (c)
(d) (e) (f)
(g) (h) (i)
Figura 5.22: M´edias semanais do vento em 1000 hPa e evolu¸c˜ao semanal da TSM para as observa¸c˜oes (a,
b, c), para a simula¸c˜ao CMO (d, e, f) e a diferen¸ca entre as simula¸c˜oes CMO e CTR (g, h, i) para o caso
de ZCASS inativa.
O EM e a REMQ da precipita¸c˜ao di´aria acumulada (simula¸c˜ao CMO) podem ser ob-
servados na Figura 5.23. O EM indica subestimativa do modelo sobre a ZCAS e a REMQ
mostra que os principais erros ocorrem na regi˜ao de atua¸c˜ao da ZCAS.
106 Cap´ıtulo 5. Simula¸c˜oes Num´ericas
(a) (b)
Figura 5.23: Erro m´edio (a) e raiz do erro m´edio quadr´atico (b) da precipita¸c˜ao acumulada di´aria na
simula¸c˜ao CMO para o caso de Z C ASS inativa.
Uma an´alise mais detalhada dos fluxos de calor em superf´ıcie e da evolu¸c˜ao da TSM
foram realizadas para regi˜oes especificadas na Figura 5.24.
(a) (b)
Figura 5.24:
´
Areas selecionadas para an´alise dos fluxos de calor sens´ıvel e latente (a) e pontos selecionados
para an´alise da evolu¸c˜ao da TSM (b) pa ra o caso de ZCASS inativa. A escala sombreada repres e nta a
precipita¸c˜ao na se mana do evento.
As Figuras 5.25 a, c apresentam a m´edia dos fluxos de calor sens´ıvel e latente e da
radia¸c˜ao de onda curta incidente na simula¸c˜ao CMO para as ´areas selecionadas sobre ZCAS
continental e oceˆanica. Na r adia¸c˜ao de onda curta para a ZCAS continental fica claro o
per´ıodo de maior atividade da ZCAS, entre os dias 9 e 14/02, quando ocorre ta mb´em uma
redu¸c˜ao dos fluxos de calor sens´ıvel e latente. Neste caso a queda de radia¸c˜ao de onda curta
Se¸c˜ao 5.5. ZCA SS Inativa 107
(a) (b)
(c) (d)
Figura 5.25: Evolu¸c˜ao temporal da radia¸c ˜ao de onda curta (OC), do fluxo de calor sens´ıvel (H) e do
fluxo de calor latente (LE) s obre as regi˜oes especificadas na Figura 5.24 a para a simula ¸c˜ao CMO (a, c) e
a diferen¸ca entre CMO e CTR (b, d). Caso de ZCASS ina tiva e unidades W m
−2
´e t˜ao brusca, que apesar do aumento de disponibilidade h´ıdrica no solo, n˜ao h´a energia
capaz de provocar evapora¸c˜ao e por esse motivo o fluxo de calor latent e tamb´em ´e reduzido.
Sobre o oceano os menores valo r es de radia¸c˜ao de onda curta s˜ao verificados na primeira
semana de simula¸c˜ao e o m´aximo do fluxo de calor latente ocorre simultaneamente com o
m´ınimo de radia¸c˜ao de onda curta, associados ao per´ıodo de maior atividade da ZCAS.
As diferen¸cas dos fluxos de calor sens´ıvel e latente e da radia¸c˜ao de onda curta incidente
entre as simula¸c˜oes CMO e CTR podem ser observadas na Figura 5.25 b, d. Sob a por¸c˜ao
continental da ZCAS as diferen¸cas s˜ao pequenas. Para a ZCAS oceˆanica a s diferen¸cas
na radia¸c˜ao de onda curta s˜ao bastante significativas, principalmente na ´ultima semana
de simula¸c˜ao, mas n˜a o apresentam um comportamento bem definido. J´a o fluxo de calor
latente ´e maior em CTR na primeira metade da simula¸c˜ao e depois passa a ser maior em
CMO, acompanhando o aquecimento da TSM.
A Figura 5.26 mostra a evolu¸c˜ao da TSM, da pro fundidade da camada de mistura e
108 Cap´ıtulo 5. Simula¸c˜oes Num´ericas
(a) (b)
(c) (d)
(e) (f)
Figura 5.26: Evolu¸c˜ao da TSM, da profundidade da camada de mistura (h), da velocidade de arrasto (u
∗
)
e do fluxo de calor em superf´ıcie (sflx) para os pontos da Fig ur a 5.24b no caso de ZCASS inativa.
dos principais parˆa metros respons´aveis pela varia¸c˜ao destas vari´aveis par a alguns pontos
selecionados no Oceano Atlˆantico. O ponto 1, localizado pr´oximo `a costa da Argentina,
apresenta um aquecimento mantido pelos elevados valores do fluxo de calor em superf´ıcie
durante quase toda simula¸c˜ao.
Ao sul da ZCAS, ponto 2, verificam-se dois principais per´ıodos de resfriamento, causa-
dos pela queda do fluxo de calor e fortalecimento da velocidade de arrasto. Comportamento
Se¸c˜ao 5.5. ZCA SS Inativa 109
similar ´e observado sob a ZCAS, ponto 3, e esses per´ıodos de resfriamento s˜ao coerentes
com os per´ıodos de maior atividade da ZCAS. Ao norte da ZCAS, ponto 4, a principal
varia¸c˜ao da TSM ocorre na primeira semana de simula¸c˜a o, quando um resfriamento ´e
causado principalmente por baixos valores do fluxo de calor.
No ponto 5, ocorre um gradativo aquecimento mantido por elevados valores do fluxo de
calor em superf´ıcie e f r aca velocidade de arrasto. Entretanto , no per´ıodo de maior atividade
da ZCAS oceˆanica a varia¸c˜ao da TSM ´e pequena. Um comportamento semelhante ´e
observado no ponto 6, mas neste caso s˜ao observadas maiores varia¸c˜oes na velocidade de
arrasto.
O resfriamento na costa do Brasil provocado pela redu¸c˜ao da radia¸c˜ao de onda curta
incidente, devido ao aumento de nebulosidade associado `a ZCAS e aos sistemas transientes
que a alimentaram, ´e claro n˜ao apenas sob a ZCAS, mas em regi˜oes ao norte e ao sul deste
sistema. Mas na regi˜ao ao norte as varia¸c˜oes da velocidade de arrasto, que podem fortalecer
esses resfriamentos, s˜ao menores do que as verificadas ao sul e sob a ZCAS.
Como nos casos anteriores, o MCMO mostrou-se bastante sens´ıvel `as varia¸c˜oes do fluxo
de superf´ıcie, superestimando o resfriamento da TSM na regi˜ao adjacente `a ZCAS. As
TSM’s mais frias ao longo da costa reduziram a convergˆencia do escoamento, o trasnporte
de umidade e o fluxo de calor latente sob a ZCAS, provocando redu¸c˜ao da precipita¸c˜ao em
CMO com rela¸c˜ao `a CTR na primeira semana. Entretanto, neste caso, a ZCAS fo i inter-
rompida por alguns dias e os elevados valores do fluxo de calor em sup erf´ıcie provocaram
um aquecimento na costa do sudeste. Desta forma, quando a ZCAS voltou a se f ormar
ficou mais intensa na pror¸c˜ao mais costeira em CMO.
110 Cap´ıtulo 5. Simula¸c˜oes Num´ericas
5.6 Separa¸c˜ao de Fatores
Finalmente, conforme foi descrito na Se¸c˜ao 5.1, foi utilizado o m´etodo de separa¸c˜ao de
fatores com objetivo de avaliar a importˆancia da atualiza¸c˜ao da TSM pelo MCMO e da
TSM utilizada para a inicializa¸c˜ao em casos de ZCAS. Esse m´etodo permitiu analisar a
contribui¸c˜ao individual de cada um dos parˆa metros selecionados e a contribui¸c˜ao devido `a
intera¸c˜ao destes parˆametros.
Esta t´ecnica foi aplicada aos campos de precipita¸c˜ao e fluxo de umidade integrado
verticalmente para cada caso de ZCAS apresentado nas se¸c˜oes anteriores. Para isso, foi
necess´a ria a realiza¸c˜ao de mais duas simula¸c˜o es para cada caso, utilizando a TSM clima-
tol´ogica constante e at ualizada pelo MCMO, conforme descrito na Tabela 5.3.
O resultado desta an´alise aplicada `a precipita¸c˜ao par a os casos de ZCASN s˜ao apresen-
tados na Figura 5.27 e notam-se as maiores diferen¸cas de precipita¸c˜ao sobre o oceano.
(a) (b) (c)
(a) (b) (c)
Figura 5.27: Efeitos principais da inicializa¸c˜ao com a TSM semanal, da atualiza¸c˜ao da TSM co m o MCMO
e da intera¸c˜ao entre estes dois parˆametros no campo de precipita¸c˜ao para o caso de ZCASN ativa (a, b,
c) e para o caso de ZCASN inativa (d, e, f).
Se¸c˜ao 5.6. Separa¸c˜ao de Fatores 111
Nesses casos, a principal mudan¸ca na precipita¸c˜ao ocorre devido `a utiliza¸c˜ao da TSM
semanal, ou seja, uma TSM mais realista atua no sentido de aumentar a precipita¸c˜ao na
ZCAS oceˆanica. Os efeitos da atualiza¸c˜a o da TSM pelo MCMO for am menores, principal-
mente no caso de ZCASN ativa, e apresentam tanto regi˜oes de aumento da precipita¸c˜ao,
quanto regi˜oes de redu¸c˜ao da precipita¸c˜ao. O efeito da intera¸c˜ao entre os dois parˆametros
tamb´em fo i mais intenso no caso de ZCASN inativa e na regi˜ao oceˆanica de atua¸c˜ao da
ZCAS observa-se preferencialmente uma redu¸c˜ao da precipita¸c˜ao.
Na F ig ura 5.28 s˜ao apresentados os resultados para o campo de fluxo de umidade
integrado verticalmente para os casos de ZCASN ativa e inativa. Novamente as principais
mudan¸cas ocorrem devido `a utiliza¸c˜ao da TSM semanal, aumentando a convergˆencia de
umidade sobre a ZCAS e essa caracter´ıstica ´e muito mais relevante no caso de ZCASN
inativa.
(a) (b) (c)
(a) (b) (c)
Figura 5.28: Efeitos principais da inicializa¸c˜ao com a TSM semanal, da atualiza¸c˜ao da TSM co m o MCMO
e da intera¸c˜ao entre estes dois parˆametros no fluxo de umidade para o caso de ZCASN ativa (a, b, c) e
para o caso de ZCASN inativa (d, e, f).
No caso de ZCASN ativa os efeitos do MCMO e da intera¸c˜ao entre os dois parˆametros
112 Cap´ıtulo 5. Simula¸c˜oes Num´ericas
s˜ao pouco significativos. O efeito da utiliza¸c˜ao da TSM semanal, al´em de aumentar a
convergˆencia na regi˜ao da ZCAS oceˆanica tamb´em influencia o continente, enfraquecendo
o JBN e transportando a umidade amazˆonica em dire¸c˜ao ao norte do sudeste do Brasil.
O efeito do MCMO no caso de ZCASN inativa ´e mais significativo na costa do sul do
Brasil, mas muito menor do que o efeito da TSM. A intera¸c˜ao destes dois fatores provoca
uma redu¸c˜ao da convergˆencia de umidade sobre a ZCAS oceˆanica.
Para os casos de ZCASS ativa e inativa (Fig ura 5.29), o efeito da TSM tamb´em f oi o
mais significativo, aumentando a precipita¸c˜ao na ZCAS oceˆanica quando ´e utilizada a TSM
semanal. O efeito do MCMO foi principalmente no sentido de aumentar a precipita¸c˜ao no
caso de ZCASS ativa, mas ocorreram tamb´em regi˜oes de redu¸c˜ao da precipita¸c˜ao na ´a r ea
de at ua¸c˜ao da ZCAS, principalmente no caso de Z CASS inativa. Entretanto, o efeito da
intera¸c˜ao entre os dois parˆametros analisados apresenta em geral uma redu¸c˜ao da preci-
pita¸c˜ao sobre a ZCAS oceˆanica.
(a) (b) (c)
(a) (b) (c)
Figura 5.29: Efeitos principais da inicializa¸c˜ao com a TSM semanal, da atualiza¸c˜ao da TSM co m o MCMO
e da intera¸c˜ao entre estes dois parˆa metros no campo de precipita¸c˜ao para o caso de ZCASS ativa (a, b, c)
e para o caso de ZCASS inativa (d, e, f).
Como no caso de ZCASN inativa, o efeito da TSM semanal no fluxo de umidade ´e muito
Se¸c˜ao 5.6. Separa¸c˜ao de Fatores 113
importante no caso de ZCASS ativa (Figura 5.30), indicando aumento da convergˆencia de
umidade na regi˜ao da ZCAS. Apesar do efeito do MCMO ser muito menor, tamb´em indica
aumento da convergˆencia de umidade. O efeito da intera¸c˜ao dos dois parˆametros apresenta
um sinal mais fraco e se restringe a um pequeno aumento na convergˆencia de umidade na
regi˜ao costeira entre 25
◦
S-30
◦
S.
No caso de ZCASS inativa, apenas o efeito da utiliza¸c˜ao da TSM semanal ´e significativo
para o fluxo de umidade. Observa-se um aumento da convergˆencia de umidade sobre a
ZCAS oceˆanica e enfraquecimento do JBN em latitudes subtropicais.
(a) (b) (c)
(a) (b) (c)
Figura 5.30: Efeitos principais da inicializa¸c˜ao com a TSM semanal, da atualiza¸c˜ao da TSM co m o MCMO
e da intera¸c˜ao entre estes dois parˆametros no fluxo de umidade para o caso de ZCASS ativa (a, b, c) e
para o caso de ZCASS inativa (d, e, f).
Os resultados apresenta dos ressaltam a importˆancia das anomalias de TSM no trans-
porte de umidade que origina e sustenta a ZCAS, inclusive sobre a regi˜ao continental.
As anomalias existentes no Atlˆantico tropical e subtropical influenciam principalmente o
transporte de umidade associado `a ASAS e ao JBN, desempenhando um papel fundamental
no posicionamento e intensidade da ZCAS. Esses efeitos s˜ao mais significativos nos casos
114 Cap´ıtulo 5. Simula¸c˜oes Num´ericas
de ZCAS posicionados mais ao sul, quando anomalias quentes de TSM s˜ao observadas na
regi˜ao subtropical e tˆem um efeito direto na instabilidade da atmosfera.
5.7 Conclus˜oes
Neste Cap´ıtulo foram apresentadas as simula¸c˜oes com o modelo BRAMS de casos de
ZCASN e ZCASS ativa e inativa. O s casos selecionados para as simula¸c˜oes de eventos de
ZCASN e ZCASS foram representativos dos modos obtidos no Cap´ıtulo 3. As principais
caracter´ısticas associadas ao escoamento em baixos n´ıveis, ao fluxo de umidade integrado
verticalmente e `a precipita¸c˜ao acumulada foram capturadas pelo modelo.
Nos casos de ZCASN ativa e ZCASS inativa foram observados escoamentos de oeste em
baixos n´ıveis na regi˜ao tropical continental e de leste na regi˜ao subtropical. A convergˆencia
entre umidade tro pical continental e oceˆanica ´e dominante nestes casos e o JBN mostrou-se
mais fraco no caso de ZCASS inativa.
Nos casos de ZCASS ativa e ZCASN inativa foram observados escoamento de leste ou
enfraquecimento do escoamento de oeste na regi˜ao tropical continental, consistente com
as a nomalias de leste o bservadas nestes modos. No caso de ZCASN inativa o JBN ´e fra co
e a umidade do Atlˆantico subtropical torna-se mais significativa. Enquanto no caso de
ZCASS ativa a umidade proveniente da Amazˆonia converge com o fluxo de umidade da
ASAS sobre o sul do Brasil.
Em geral as simula¸c˜oes apresentaram uma subestimativa da precipita¸c˜ao na regi˜ao
da ZCAS, principalmente nas simula¸c˜oes com o MCMO ativo. O MCMO representou
importantes caracter´ısticas da evolu¸c˜ao da TSM, apesar de superestimar ou subestimar
as mudan¸cas da TSM em alguns casos. Na maioria dos casos ocorre um aquecimento da
TSM na costa da Argentina e Uruguai e um resfriamento, geralmente superestimado, sob
a ZCAS. O comportamento ao norte da ZCAS n˜ao foi t˜ao significativo em todos os casos,
mas observo u-se uma tendˆencia de resfriamento da TSM.
As varia¸c˜oes da TSM proporcionadas pelo MCMO foram causadas principalmente por
altera¸c˜oes do fluxo de calor em superf´ıcie e a velocidade de arrasto atua, em geral, no
sentido de aumentar o efeito provocado pelo fluxo de calor em superf´ıcie. Assim, na
maioria dos casos os per´ıodos de aquecimento est˜ao associados a elevados fluxos de calor
Se¸c˜ao 5.7. C onclus˜oes 115
em superf´ıcie e fraca velocidade de arrasto, enquanto os per´ıodos de resfriamento s˜ao
provocados por quedas do fluxo de calor em superf´ıcie e simultˆaneo fortalecimento da
velocidade de arrasto.
Nos casos em que a ZCAS est´a posicionada ao norte, as altera¸c˜oes de TSM provocadas
pelo MCMO tentem a fortalecer as anomalias de TSM pr´e-existentes, mantendo o padr˜ao
que favor ece seu posicionamento. Por outro lado, nos casos em que a ZCAS est´a posici-
onada ao sul o MCMO provoca mudan¸cas nos padr˜oes iniciais de TSM, que ao longo do
tempo podem provocar mudan¸cas na ZCAS.
O modelo mostrou-se ba stante sens´ıvel `as quedas do fluxo de calor em superf´ıcie. Nas
regi˜oes adjacentes `a ZCAS, onde ocorre significativa queda da radia¸c˜ao de onda curta
devido ao aumento de nebulosidade, o modelo produz um resfriamento superestimado. Este
efeito causado pelo MCMO provocou redu¸c˜ao da convergˆencia sobre a ZCAS nas simula¸c˜oes
CMO, quando comparadas com as simula¸c˜oes CTR, reduzindo tamb´em a precipita¸c˜ao
associada `a ZCAS quando a TSM ´e vari´avel.
A an´alise da r adia¸c˜ao de onda curta e dos fluxos de calor sens´ıvel e latente sobre as
por¸c˜oes continental e oceˆanica da ZCAS novamente ressaltam maior atividade da ZCAS
oceˆanica nas simula¸c˜oes CTR, devido ao resfriamento adjacente `a ZCAS em CMO. Para
a por¸c˜ao continental da ZCAS as varia¸c˜oes dos fluxos de calor sens´ıvel e latente tendem a
acompanhar as varia¸c˜oes da ra dia¸c˜ao de onda curta, associadas `a atividade da ZCAS. Na
por¸c˜ao oceˆanica da ZCAS o fluxo de calor sens´ıvel ´e pouco significativo e as varia¸c˜oes do
fluxo de calor latente dependem tamb´em das varia¸c˜oes da TSM.
Estes resultados concordam com o trabalho de Chaves e Nobre (2004), que mostraram
que a intensifica¸c˜ao da ZCAS contribui para um resfriamento sob a regi˜ao oceˆanica adja-
cente a este sistema atrav´es da redu¸c˜ao da radia¸c˜ao solar de onda curta incidente, causando
anomalias frias de TSM ou o enfraquecimento de anomalias quentes pr´e-existentes. Assim,
os resultados obtidos em ambos estudos sugerem que o resfriamento da TSM adjacente `a
ZCAS representa uma resposta do oceano `a for¸cante atmosf´erica.
A intera¸c˜ao com os processos oceˆanicos de superf´ıcie leva `a perda de sustenta¸c˜ao dos
processos que mant´em a ZCAS ativa sobre o oceano, tendo um papel importante na de-
fini¸c˜ao do ciclo de vida da ZCAS. Sem o resfriamento na superf´ıcie, seria poss´ıvel manter
a ZCAS ativa por um per´ıodo mais longo.
116 Cap´ıtulo 5. Simula¸c˜oes Num´ericas
O m´etodo de separa¸c˜ao de fa tores indicou que a utiliza¸c˜ao de uma TSM mais realista ´e
o principal fator (entre os avaliados neste estudo) para uma bo a representa¸c˜ao da ZCAS,
pois este atua no sentido de aument ar a convergˆencia de umidade e a precipita¸c˜ao sobre a
ZCAS, que ´e normalmente subestimada pelo modelo. Este resultado ressalta a importˆancia
da TSM no posicionamento e intensidade da ZCAS, verificada nos modos de variabilidade
acoplada obtidas no Cap´ıtulo 3.
O efeito do MCMO pode ser tanto no sentido de aumentar, quanto no sentido de
reduzir a precipita¸c˜ao associada `a ZCAS e o efeito da intera¸c˜ao entre os dois parˆametros
analisados produziu em geral uma redu¸c˜ao da precipita¸c˜ao sobre a ZCAS. Vale ressaltar
que os resultados a presentados neste Cap´ıtulo indicam que as principais altera¸c˜oes na
estrutura da ZCAS influenciadas pela TSM ocorrem sobre o oceano, mas a influˆencia das
anomalias de TSM sobre o continente tamb´em ´e significativa.
Cap´ıtulo 6
Conclus˜oes
O principal objetivo deste trabalho foi analisar o efeito da intera¸c˜ao oceano-atmosfera
na forma¸c˜ao e dinˆamica da ZCAS atrav´es do estudo dos processos dinˆamicos que possam
estar envolvidos nesta intera¸c˜ao com os Oceanos Atlˆa ntico e Pac´ıfico.
Inicialmente essa intera¸c˜ao foi explorada atr av´es de an´alises observacionais, que bus-
caram o acoplamento entre a convec¸c˜ao associada `a ZCAS e as anomalias da TSM dos
Oceanos Atlˆantico e Pac´ıfico. Para isso foi utilizado o m´etodo de Decomposi¸c˜ao em Valores
Singulares, que identifica padr˜oes espaciais de acoplamento que maximizam a covariˆancia
explicada por dois conjuntos de dados, e de an´alises de compo si¸c˜oes dos modos obtidos.
A aplica¸c˜ao da t´ecnica de SVD nas anomalias de ROLE sobre a Am´erica do Sul e
anomalias de TSM no Oceano Pac´ıfico para o ver˜ao austral indicou que a rela¸c˜ao entre a
precipita¸c˜ao na ZCAS e o Oceano Pac´ıfico ´e verificada no terceiro modo acoplado. Esta
rela¸c˜ao apresent a um dipolo de anomalias de ROLE, em que a fase com elevada precipita¸c˜ao
sobre a ZCAS em sua posi¸c˜ao mais ao norte aparece associada `a anomalias frias de TSM no
Pac´ıfico equatorial leste e anomalias quentes no Pac´ıfico tropical oeste. Um padr˜ao oposto
de TSM ´e o bservado quando a ZCAS encontra-se sobre o sul de Brasil. A composi¸c˜ao
das anomalias de TSM para as duas fases do dipolo indicou a presen¸ca de anomalias frias
na regi˜ao do Continente Mar´ıtimo quando o n´ucleo norte do dipolo est´a ativo e n˜ao s˜ao
observadas anomalias nesta regi˜ao quando o n´ucleo sul do dipolo est´a at ivo.
Padr˜oes opostos na circula¸c˜ao de altos e baixos n´ıveis para as fases do dipolo foram
observados nas composi¸c˜oes das anomalias dos campos atmosf´ericos. Em baixos n´ıveis
anomalias de oeste (leste) na regi˜ao tropical continental foram observadas nos casos do
118 Cap´ıtulo 6. Conclus˜oes
n´ucleo norte (sul) a tivo e s˜ao coerentes com per´ıodos ativos (de quebra) do SMAS (Jones
e Carvalho, 2002). Com rela¸c˜ao ao fluxo de umidade, quando o n´ucleo norte est´a at ivo
ocorre a convergˆencia entre umidade Amazˆonica e a umidade proveniente do Atlˆantico
tropical. Por outro lado, quando o n´ucleo sul est´a ativo, o JBN ´e bastante intenso e a
umidade da Amazˆonia transportada em dire¸c˜ao ao sul do Brasil converge com o fluxo de
umidade do Atlˆantico subtropical.
Outra caracter´ıstica observada nesse modo acoplado foi a rela¸c˜ao entre a convec¸c˜a o
do Pac´ıfico e a convec¸c˜ao sobre o dipolo da ZCAS, que indica supress˜ao (aumento) da
convec¸c˜ao na regi˜ao do Continente Mar´ıtimo quando o n´ucleo norte (sul) do dipolo da
ZCAS est´a ativo. Esta r ela¸c˜ao apresenta significativa variabilidade em escala intrasazonal.
Os padr˜oes obtidos s˜ao coerentes com os resultados obtidos por outros trabalhos, que
ressaltam a imp ortˆancia das teleconex˜oes sobre a convec¸c˜ao na ZCAS (K iladis e Weick-
mann, 1992b; Grimm e Silva Dias, 1995; Nogu´es-Paegle e Mo, 1997; Peagle et al., 2000;
entre outros). A principal rela¸c˜ao da ZCAS com o Oceano Pac´ıfico ocorre devido a estas
teleconex˜oes, principalmente em escalas intrasazonais. Entretanto, alguns padr˜o es verifi-
cados nesses trabalhos n˜ao ficaram n´ıtidos nas an´alises realizadas (como a rela¸c˜ao com a
convec¸c˜ao do Pac´ıfico central), provavelmente devido `a baixa resolu¸c˜ao temporal dos dados
utilizados nestas an´alises.
A variabilidade acoplada entre a ZCAS e o Oceano Atlˆantico Sul apareceu no segundo e
terceiro modos da DVS aplicada `a anomalias de TSM deste oceano e anomalias de ROLE
sobre a Am´erica do Sul. Estes modos foram denominados ZCASN e ZCASS, r especti-
vamente, de acordo com o posicionamento da ZCAS. As an´alises de composi¸c˜oes foram
realizadas para as fases ativas (positiva s) e inativas (negativas) destes modos e indicaram
apenas duas respostas com rela¸c˜ao ao posicionamento da ZCAS, com posicionamentos se-
melhantes da convec¸c˜ao para os casos ZCASN ativa e ZCASS inativa e para os casos ZCASS
ativa e ZCASN inativa. Entretanto, estas variabilidades apresentaram caracter´ısticas dife-
rentes, com alguns padr˜oes distintos de circula¸c˜ao e na origem da umidade.
A fase ativa do modo ZCASN, com a ZCAS em sua posi¸c˜ao mais ao norte, apresentou
uma rela¸c˜ao com anomalias negativas de TSM que se estendem para sudeste a part ir da
costa do sudeste do Brasil e anomalias positivas pr´oximas `a costa do Uruguai e Argentina.
A fase ativa do modo Z CASS, com a ZCAS sobre o sul do Brasil, apresenta uma rela¸c˜ao
Cap´ıtulo 6. Conclus˜oes 119
com anomalias negativas de TSM na regi˜ao tropical e positivas na regi˜ao subtropical.
Padr˜oes opostos de anomalias de TSM foram observados nas fases inativas dos dois modos
de variabilidade.
Nos casos de ZCAS posicionadas mais ao norte (Z CASN ativa e ZCASS inativa) foram
verificadas anomalias de oeste na circula¸c˜ao tropical continental de baixos n´ıveis, consis-
tentes com a fase ativa do SMAS (Jo nes e Carvalho, 2002). Nestes casos, a no malias frias
na regi˜ao subtropical do Oceano Atlˆantico provocam um aumento do gradiente de tempe-
ratura continente-oceano, que favorece um escoamento de leste nesta regi˜ao e bloqueia a
ZCAS mais ao norte (Doyle e Bar r os, 2002).
Entretanto, diferen¸cas foram observadas nas anomalias do fluxo de umidade, que indica-
ram a convergˆencia entre umidade Amazˆonica e umidade proveniente do Atlˆant ico tropical
no caso ZCASN ativa, enquanto no caso ZCASS inativa a principal umidade que alimenta a
ZCAS ´e proveniente da Amazˆonia e o JBN em dire¸c˜ao ao sul do Brasil ´e bastante enfraque-
cido. Al´em disso, no caso ZCASN ativa anomalias anticiclˆonicas na circula¸c˜ao subtropical
em baixos n´ıveis do Oceano Atlˆantico parecem ser geradas por anomalias fria s oceˆanicas,
uma vez que circula¸c˜oes anticiclˆonicas favorecem o aquecimento do oceano adjacente. Por
outro lado, no caso Z CASS inativa as anomalias ciclˆonicas na circula¸c˜ao atmosf´erica sobre
o Atlˆantico subtropical parecem ser a causa das anomalias frias oceˆanicas.
Anomalias de leste na regi˜ao tropical fora m verificadas na circula¸c˜ao de baixos n´ıveis
nos casos de ZCASS ativa e ZCASN inativa, consistentes com a fase de quebra do SMAS
(Jones e Carvalho, 20 02). O s padr˜oes de anomalias de TSM tamb´em s˜ao semelhantes nestes
casos, entretanto, anomalias frias na costa do Uruguai e Argentina ocorrem apenas no caso
ZCASN inativa. Neste ´ultimo caso, o JBN apresento u-se mais fr aco que a climatologia e
a ZCAS ocorre pela convergˆencia do escoamento de sul do Atlˆantico subtropical com o
escoamento do sul do Brasil e a umidade proveniente do Atlˆantico subtropical ´e mais
importante. No caso ZCASS a tiva, o JBN fortalecido converge com o ra mo para sul da
ASAS, tendo contribui¸c˜ao tanto da umidade do Atlˆant ico subtropical, quanto da umidade
proveniente da Amazˆonia. Finalmente, conforme mencionado nos casos de ZCAS em sua
posi¸c˜ao a norte, no modo ZCASN as anomalias na circula¸c˜ao subtropical parecem ser
geradas po r anomalias oceˆanicas e no modo ZCASS as anomalias na circula¸c˜ao atmosf´erica
sobre o Atlˆantico subtropical parecem ser a causa das anomalias oceˆanicas.
120 Cap´ıtulo 6. Conclus˜oes
Estes resultados concordam com outros estudos observacionais da rela¸c˜ao entre a ZCAS
e o Oceano Atlˆantico (Barros et al., 2000; Robertson e Mechoso, 2000; Doyle e Barr os,
2002), em que a intensifica¸c˜ao e deslocamento para norte da ZCAS est˜ao associados `a
TSM anomalamente frias na regi˜ao sudoeste do Atlˆantico Subtropical Sul. Por´em, alguns
resultados de modelos num´ericos (Teixeira et al.,2002; Barreiro et a l., 2002; Robertson et
al., 2003; Barreiro et al., 2005) indicam um comportamento diferente, com deslocamento e
fortalecimento da ZCAS em dire¸c˜ao `a ´aguas anomalamente quentes no Atlˆa ntico Subtropi-
cal. A fim de buscar uma melhor compreens˜ao desta quest˜ao, foi realizado o acoplamento
de um modelo de camada de mistura oceˆanica no modelo regional atmosf´erico BRAMS,
que proporcionou a at ualiza¸c˜ao do campo de TSM e o estudo da evolu¸c˜ao deste sistema
acoplado.
Foram realizadas simula¸c˜oes com o modelo BRAMS para alguns casos selecionados de
ZCASN e ZCASS ativa e inativa. Para cada caso foram efetuadas duas simula¸c˜oes, uma
com a TSM constante durante toda a simula¸c˜ao e outra com a atualiza¸c˜ao da TSM pelo
MCMO. As principais caracter´ısticas associadas ao escoamento em baixos n´ıveis, ao fluxo
de umidade integrado verticalmente e `a precipita¸c˜ao acumulada foram capturadas pelo
modelo. Mas, em geral, as simula¸c˜oes apresentaram uma subestimativa da precipita¸c˜ao na
regi˜ao da ZCAS, principalment e na s simula¸c˜oes com o MCMO ativo.
Nas simula¸c˜oes dos casos de ZCASN ativa e ZCASS inativa foram observados escoamen-
tos de oeste em baixos n´ıveis na regi˜a o tropical continental e de leste na regi˜ao subtropical.
A convergˆencia entre umidade tro pical continental e oceˆanica ´e dominante nestes casos e
o JBN mostrou-se mais fraco nos casos de ZCASS inativa.
Nos casos simulados de ZCASS ativa e ZCASN inativa foram observados escoamento de
leste ou enfraquecimento do escoamento de oeste na regi˜ao tropical continental, consistente
com as anomalias de leste observadas nestes modos. No caso de ZCASN inativa o JBN
´e mais fraco e a umidade do Atlˆantico subtropical torna-se mais significativa. Enquanto
no caso de ZCASS ativa a umidade proveniente da Amazˆonia converge com o fluxo de
umidade da ASAS sobre o sul do Brasil.
O MCMO representou importa ntes caracter´ısticas da evolu¸c˜ao da TSM e mostrou-se
uma ferramenta ´util no estudo de sistemas que envolvem a intera¸c˜ao entre o oceano e
atmosfera. Na maioria dos casos, independente do posicionamento da ZCAS, verificou-se
Cap´ıtulo 6. Conclus˜oes 121
um aqueciment o da TSM na costa da Argentina e Uruguai e um resfriamento sob a ZCAS.
O comportamento ao norte da ZCAS n˜ao fo i muito significativo em todos os casos, mas
observo u-se uma tendˆencia de resfriamento da TSM. As mudan¸cas de TSM ocorreram
principalmente associadas a altera¸c˜oes no fluxo de calor em superf´ıcie. A influˆencia da
velocidade de arrasto na altera¸c˜ao da TSM ´e mais significativa em regi˜oes onde verifica-se
a passagem de sistemas transient es.
O modelo mostrou-se bastante sens´ıvel `as quedas do fluxo de calor em superf´ıcie e pro-
duz um resfriamento superestimado nas regi˜oes adjacentes `a ZCAS, devido ao aumento de
nebulosidade. Este efeito causado pelo MCMO provocou r edu¸c˜ao da convergˆencia sobre
a ZCAS nas simula¸c˜oes em que ocorreu a atualiza¸c˜ao da TSM pelo modelo, quando com-
paradas com as simula¸c˜oes com a TSM constante, reduzindo a precipita¸c˜ao associada `a
ZCAS quando a TSM ´e vari´avel.
Estes resultados concordam com o trabalho de Chaves e Nobre (2004), que mostraram
que a intensifica¸c˜ao da ZCAS contribui para um resfriamento sob a regi˜ao oceˆanica adja-
cente a este sistema atrav´es da redu¸c˜ao da radia¸c˜ao solar de onda curta incidente, causando
anomalias frias de TSM ou o enfraquecimento de anomalias quentes pr´e-existentes. Assim,
os resultados obtidos em ambos estudos sugerem que o resfriamento da TSM adjacente
`a ZCAS representa uma respo sta do oceano `a for¸cante atmosf´erica e essa intera¸c˜ao pode
desempenhar um papel importante na defini¸c˜ao do ciclo de vida da ZCAS.
Por fim, a aplica¸c˜ao da t´ecnica de separa¸c˜ao de f atores indicou que utiliza¸c˜ao de uma
TSM realista ´e o principal fator (entre os ava liados) para uma boa representa¸c˜ao da ZCAS,
pois esta atua no sentido de aumentar o transporte de umidade e a precipita¸c˜ao sobre a
ZCAS, que ´e normalmente subestimada pelo modelo. Os resultados obtidos ressaltam a
importˆancia das anomalias de TSM no transporte de umidade que origina e sustenta a
ZCAS, inclusive sobre a regi˜ao continental. As anomalias existentes no Atlˆantico tropical
e subtropical influenciam principalmente o transporte de umidade associado `a ASAS e ao
JBN, desempenhando um papel fundamental no posicionamento e intensidade da ZCAS.
O efeito do da atualiza¸c˜ao da TSM pelo MCMO pode atuar tanto no sentido de aumen-
tar, quanto no sentido de reduzir a precipita¸c˜ao associada `a ZCAS, e o efeito da intera¸c˜ao
entre os dois parˆametros analisados produziu em geral uma redu¸c˜ao da precipita¸c˜ao sobre
a ZCAS.
122 Cap´ıtulo 6. Conclus˜oes
6.1 Sugest˜oes para Trabalhos Futuros
A simula¸c˜ao e an´alise de um maior n´umero de casos seria conveniente para confirmar
os resultados obtidos. Uma an´alise dos sistemas transientes que alimentam a ZCAS e
sua rela¸c˜ao com as anomalias de TSM pode contribuir para a compreens˜ao desse sistema
acoplado.
Do ponto de vista da modelagem num´erica pretende-se utilizar a assimila¸c˜ao de da-
dos de algum modelo oceˆanico (por exemplo: HYCOM, OCCAM) para a inicializa¸c˜ao do
MCMO a fim de utilizar uma condi¸c˜ao inicial oceˆanica mais realista. Tamb´em ´e necess´ario
tentar diminuir a sensibilidade excessiva aos fluxos de calor em superf´ıcie e uma sugest˜ao
para isso ´e diminuir o passo de tempo da intera¸c˜ao, ao inv´es de efetu´a-la a cada passo de
tempo do modelo atmosf´erico. Outra sugest˜ao para diminuir a sensibildade da varia¸c˜ao de
TSM ´e a utiliza¸c˜ao de modelos de alta resolu¸c˜ao espacial (da ordem de poucos quilˆometros,
com microf´ısica de nuvens expl´ıcita), pois ´e poss´ıvel que esse efeito seja superestimado em
modelos de baixa resolu¸c˜ao porque eles tendem a produzir uma atenua¸c˜ao espacialmente
mais uniforme do que na natureza. Ao permitir a resolu¸c˜ao expl´ıcita das c´elulas con-
vectivas, aparece maior variabilidade espacial da ra dia¸c˜ao solar e, conseq¨uentemente, um
mecanismo para aumento da variˆancia horizontal da TSM, que pode levar a um aumento
da precipita¸c˜ao local.
O modelo implementado mostrou-se uma ferramenta ´util no estudo da intera¸c˜ao entre a
atmosfera e o oceano superior e pode ser aplicado em outros estudos em que esta intera¸c˜ao
pode ser impor tante, como a passagem de ciclones no Atlˆa ntico oeste que influenciam a
regi˜ao costeira da Am´erica do Sul.
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Apˆendice
Apˆendice A
Decompos i¸c˜ao em Valores Singulares
Inicialmente assume-se duas matrizes de dados [S] e [P ] com dimens˜oes n × p e n × q,
onde n ´e comprimento da s´erie temporal e p e q os n´umeros de pontos de grade. Inicialmente
obtem-se a matriz de covariˆancia:
[C] =
[S]
T
[P ]
n − 1
(A.1)
Uma vez que a matriz [C] foi obtida, realiza-se a decomposi¸c˜ao em valores singulares
de [C], que consiste em encontrar as matrizes [U] e [V ] e uma matriz diagonal [L] tal que:
[C] = [U][L][V ]
T
(A.2)
Os vetores singulares para [S] s˜ao as colunas de [U], e os vetores singulares de [P ] s˜ao
as colunas de [V ]. Cada par de de vetor es singulares ´e um modo de co-variabilidade entre
os campos [S] e [P ].
Em seguida encontram- se os coeficientes de expans˜ao, o u seja, as s´eries temporais que
descrevem como cada modo de variabilidade oscila:
[A] = [S][U] (A.3)
[B] = [P ][V ] (A.4)
As colunas das matrizes [A] e [B] cont´em os coeficientes de expans˜ao de cada modo,
e uma vez que [U] e [V ] s˜ao ortogonais , ´e poss´ıvel reconstruir as matrizes de dados,
140 Apˆendice A. Decomposi¸c˜ao em Valores Singulares
usando [S] = [A][U]
T
e [P ] = [B][V ]
T
. A diagonal de [L] cont´em os valores singulares. A
covariˆancia quadrada total em [C] ´e dada pela soma dos valores diagonais quadrados de [L].
Isso for nece uma simples maneira de avaliar a importˆancia relativa dos modos singulares,
atrav´es da fra¸c˜ao de covariˆa ncia quadrada (FCQ) explicada por cada modo. Se l
i
= L(i, i)
´e o i-´esimo valor singular, a FCQ explicada pelo correspondente vetor singular u
i
e v
i
´e
dada por:
F CQ
i
=
l
i
2
l
i
2
(A.5)
Apˆendice B
M´etodo de Separa¸c˜ao de Fatores
Um m´etodo simples para avaliar a intera¸c˜ao entre v´arios fatores que influenciam a
cirucla¸c˜ao atmosf´erica ´e o m´etodo de separa¸c˜ao de fatores (Stein e Alpert, 1993), tamb´em
conhecido por planejamento fatorial (Barros Neto et al. 1995). Este m´etodo permite obter
a contribui¸c˜ao individual de cada um do s parˆametros envolvidos na previs˜ao de um campo
meteorol´ogico, al´em da contibui¸c˜ao devido `a intera¸c˜ao desses parˆametros.
O valor de qualquer camp o previsto f depende das condi¸c˜oes iniciais, das condi¸c˜oes de
fronteira e dos processos f´ısicos que favorecem sua evolu¸c˜ao. Se uma varia¸c˜ao cont´ınua ´e
feita em a lg um fat or ψ (ex. altura do terreno) que afeta a evolu¸c˜ao do campo, o campo
resultante f (ex. chuva acumulada) em geral variar´a de uma maneira cont´ınua. Isto pode
ser matematicamente for mulado como segue.
Dado um campo f dependente de n fat ores ψ
i
, onde i = 1, 2, ..., n. Cada fator ´e
multiplicado por um coeficiente c
i
, onde:
f = f(c
1
, c
2
, c
3
, ..., c
n
) (B.1)
A fun¸c˜ao f pode ser expandida (ex. atrav´es de uma expans˜ao em s´erie de Taylor) da
seguint e forma:
f(c
1
, c
2
, c
3
, . . . , c
n
) =
ˆ
f
0
+
n
i=1
ˆ
f
i
(c
i
) +
n−1,n
i,j=1,2
ˆ
f
ij
(c
i
, c
j
) +
+
n−2,n−1,n
i,j,k=1,2,3
ˆ
f
ijk
(c
i
, c
j
, c
k
) + · · · +
ˆ
f
ijk. ..n
(c
1
, c
2
, c
3
, . . . , c
n
) (B.2)
142 Apˆendice B. M´etodo de Separa¸c˜ao de Fatores
Na equa¸c˜ao acima
n−1,n
i,j=1,2
´e a soma de todos os pares ordenados, e
,n−2,n−1,n
i,j,k=1,2,3
´e a soma
de todos os trios ordenados e assim por diante. Cada fun¸c˜ao f
ijk. ..
(ci, cj, ck, . . . ) to rnam-se
identicamente zero se qualquer vari´avel c
i
for nula. Usando uma nota¸c˜ao em que f
ij
´e um
valor de f em uma simula¸c˜ao onde c
i
= c
j
= 1, com o restante dos coeficientes nulos, e
fazendo c
i
(i = 1, 2, . . . , n) tanto para 1 ou 0 na equa¸c˜ao B.2, pode-se escrever o seguinte:
f
0
= f (0, 0, 0, · · · , 0) =
ˆ
f
0
,
f
i
=
ˆ
f
i
+
ˆ
f
0
f
ij
=
ˆ
f
ij
+
ˆ
f
i
+
ˆ
f
j
+
ˆ
f
0
f
ijk
=
ˆ
f
ijk
+
ˆ
f
ij
+
ˆ
f
jk
+
ˆ
f
ii
+
ˆ
f
i
+
ˆ
f
j
+
ˆ
f
k
+
ˆ
f
0
f
123...n
=
ˆ
f
123...n
+ · · · +
n−2,n−1,n
i,j,k=1,2,3
ˆ
f
ijk
+
n−1,n
i,j=1,2
ˆ
f
ij
+
n
i=1
ˆ
f
i
+
ˆ
f
0
(B.3)
O conjunto de equa¸c˜oes B.3 cont´em
n
0
,
n
1
,
n
2
,
n
3
, . . . ,
n
n
(B.4)
equa¸c˜oes, respectivamente. Aqui
ˆ
f
ij
´e uma forma curta para representar
ˆ
f
ij
(1,1), e o
mesmo se aplica para todos os outros termos.
O sistema B.3 consiste de 2
n
equa¸c˜oes para 2
n
inc´ognitas. Este conjunto de equa¸c˜oes
´e resolvido pela elimina¸c˜ao recursiva de
ˆ
f
i
da segunda equa¸c˜ao, seguido da elimina¸c˜ao de
ˆ
f
ij
da terceira equa¸c˜ao, e assim por diante. A solu¸c˜a o geral fica:
ˆ
f
i
1
,i
2
,i
3
,...,i
l
=
l
m=0
(−1)
l−m
i
l−m+1
,i
l−m+2
,...,i
1
j
1
,j
2
,...,j
m
=i
1
,i
2
,...,i
m
f
j
i
j
2
j
3
...j
m
(B.5)
onde a soma
i
l−m+1
,i
l−m+2
,...,i
1
j
1
,j
2
,...,j
m
=i
1
,i
2
,...,i
m
engloba todos os grupos ordenados m de´ındices j
1
, j
2
, . . . , j
m
escolhidos de l ´ındices i
1
, i
2
, . . . , i
l
, onde 0 ≤ l ≤ n. Por exemplo, no caso de trˆes fatores,
a equa¸c˜ao B.5 produz oito (2
n
) equa¸c˜oes:
Apˆendice B. M´etodo de Separa¸c˜ao de Fatores 143
ˆ
f
0
= f
0
ˆ
f
1
= f
1
− f
0
ˆ
f
2
= f
2
− f
0
ˆ
f
3
= f
3
− f
0
ˆ
f
12
= f
12
− (f
1
+ f
2
) + f
0
ˆ
f
13
= f
13
− (f
1
+ f
3
) + f
0
ˆ
f
23
= f
23
− (f
2
+ f
3
) + f
0
ˆ
f
123
= f
123
− (f
12
+ f
13
+ f
23
) + (f
1
+ f
2
+ f
3
) − f
0
(B.6)
Obviamente, neste exemplo com trˆes fatores, oito simula¸c˜oes s˜ao necess´arias para com-
pletar a solu¸c˜ao. Os resultados n˜ao teriam apenas os fatores de separa¸c˜ao para
ˆ
f
1
,
ˆ
f
2
,
ˆ
f
3
,
mas tamb´em todas as poss´ıveis combina¸c˜oes destes fatores, ou seja,
ˆ
f
12
,
ˆ
f
13
,
ˆ
f
23
,
ˆ
f
123
. O
fator
ˆ
f
123
, por exemplo, ´e a contribui¸c˜ao devido `a intera¸c˜ao tripla pura entre os trˆes fatores
que est˜ao sendo avaliados.
144 Apˆendice B. M´etodo de Separa¸c˜ao de Fatores
Apˆendice C
Experimento com o Modelo Global Atmosf´erico
CPTEC/COLA
A sensibilidade e boa destreza do modelo de circula¸c˜ao geral atmosf´erico CPTEC/COLA
`as anomalias de temperatura da superf´ıcie do mar (TSM) for¸cadas no Pac´ıfico e Atlˆantico
tropical s˜ao conhecidas (Marengo et al., 2000; Grimm et al., 2002, Pezzi e Cavalcanti,
2001). Cardoso (2 005) obteve ind´ıcios de que o modelo ´e sens´ıvel a varia¸c˜oes na TSM
dos Oceanos Atlˆant ico e Pac´ıfico subtropicais e destacou a import ˆancia de investigar a
capacidade do modelo para reproduzir padr˜oes de precipita¸c˜ao e circula¸c˜ao for¸cados por
anomalias de TSM nestas regi˜oes. Este estudo tamb´em sugere que as anomalias de TSM
nas regi˜oes oceˆanicas subtropicais podem afetar a precipita¸c˜ao sobre o sul e sudeste do
Brasil, no per´ıodo chuvoso de ver˜ao. Desta forma, foi elaborado um experimento para
previs˜ao por conjunto de dezembro-janeiro-fevereiro (DJF), similar aos experimentos reali-
zados por Cardoso (2005), com objetivo de investigar a sensibilidade do modelo `a for¸cantes
subtropicais no Oceano Pac´ıfico e Atlˆantico.
Foi realizado um experimento para a previs˜ao de DJF, em que o modelo ´e for¸cado
com TSM observada defasada de SON (setembro-outubro-novembro) sobre algumas ´areas
destacadas no trabalho de Cardoso (2 005), pois for am encontrados modos de acoplamento
entre a precipita¸c˜ao de DJF e a TSM de SON. A ´area do Oceano Pac´ıfico, que se estende de
40
◦
S a 10
◦
S e 150
◦
W a 120
◦
W, cobre parte da ZCPS e faixa leste do Pac´ıfico. Para o Oceano
Atlˆantico, a ´area compreendida entre 40
◦
S a 20
◦
S e 50
◦
W a 15
◦
W, destaca principalmente
a por¸c˜ao sudoeste do oceano. A condi¸c˜ao de contorno dos experimentos cont´em a TSM
observada defasada (m´edia de SON) nas regi˜oes mencionadas e TSM climatol´ogica no
146 Apˆendice C. Experimento com o Modelo Global Atmosf´erico CPTEC/COLA
restante dos oceanos (TSM de R eynolds e Smith, Reynolds et al. 2002).
Devido `a defasagem temporal imposta no experimento, a s integra¸c˜oes do modelo fo-
ram iniciadas em outubro, defasando a TSM em um mˆes para os dois primeiros meses de
integra¸c˜ao, para que o desequil´ıbrio do ciclo hidrol´ogico no in´ıcio da integra¸c˜ao possa ser
minimizado. O experimento foi realizado para o ver˜ao de 2004/2005 e o modelo foi inte-
grado com 10 condi¸c˜oes iniciais (16-25/10 de 2004). As an´alises foram realizadas atrav´es do
m´etodo de separa¸c˜ao de fatores (Stein e Alpert, 1993) tamb´em conhecido por planejamento
fatorial (Barros Neto et al. 1995). Nesta an´alise, dois parˆametros s˜ao alterados (´ar eas do
Atlˆantico e do Pac´ıfico), sendo necess´ario 4 ensaios para identificar a contribui¸c˜ao de cada
um deles. A Tabela C.1 mostra o s ensaios realizados.
Tabela C.1 - Ensaios realizados co m o Modelo Global Atmosf´erico CPTEC/COLA.
ENSAIO Atlˆantico Pac´ıfico Precipita¸c˜ao Prevista
1 TSM climatol´ogica (-) TSM climatol´ogica (-) P
1
2 TSM defasada (+) TSM climatol´ogica (-) P
2
3 TSM climatol´ogica (-) TSM defasada (+) P
3
4 TSM defasada (+) TSM defasada (+) P
4
Segundo o m´etodo de Barros Neto et al. (1995), os efeitos do Atlˆantico defasado (A),
do Pac´ıfico defasado (P) e da intera¸c˜ao entre os dois parˆametros (AP) sobre o campo da
vari´avel prevista s˜ao dados por:
A =
1
2
[(P
2
− P
1
) + (P
4
− P
3
)] P =
1
2
[(P
3
+ P
4
) − (P
1
+ P
2
)] AP =
1
2
[(P
1
+ P
4
) − (P
2
+ P
3
)]
Os efeitos principais de cada um dos fatores e da intera¸c˜ao entre eles no campo de pre-
cipita¸c˜ao podem ser observados na Figura C.1. A TSM defasada no Atlˆantico subtropical
provocou em 12/20 04 uma pequena redu¸c˜ao da chuva sobre a BA e MG e principalmente
sobre o Atlˆantico na costa do sudeste do Brasil, e um aumento da chuva no sul do Brasil e
Paraguai. Em 01/2005 verificou-se no Atlˆantico maior ´area com redu¸c˜ao da precipita¸c˜ao e
um aumento da precipita¸c˜ao acima de 20
◦
S. A chuva em 02/200 5 diminuiu sobre o Atlˆantico
e o continente, principalmente na regi˜ao sudeste do Brasil. Al´em disso, a precipita¸c˜ao na
Apˆendice C. Experimento com o Modelo Global Atmosf´erico CPTEC/COLA 147
costa da BA apresent a um aumento de magnitude.
O efeito da TSM defasada no Pac´ıfico subtropical apresentou em 12/2 004 uma redu¸c˜ao
da precipita¸c˜ao sobre o sudeste do Brasil e aumento desta em parte da regi˜ao central do
continente e em uma banda com orienta¸c˜ao NW/SE em torno de 20
◦
S nos estados da BA e
MG, que se prolonga sobre o oceano. Em 01/2005 verificou-se uma redu¸c˜ao da precipita¸c˜ao
em parte da regi˜ao centra l do Brasil, que se estende a t´e Atlˆa ntico, e um aumento da
precipita¸c˜ao sobre a por¸c˜ao oeste do dom´ınio. Em 02/2005 o bserva-se uma redu¸c˜ao de
precipita¸c˜ao em parte da regi˜ao central e oeste do Brasil e no Atlˆantico subtropical. Nota-
se novamente o aumento da precipita¸c˜ao sobre o oeste do dom´ınio, parte da Amazˆonia e
parte da regi˜ao sul do Brasil.
A intera¸c˜ao dos dois efeitos produziu em 12/2004 um aumento da precipita¸c˜ao sobre a
regi˜ao sudeste e parte da regi˜ao sul e central do Brasil, e redu¸c˜ao da precipita¸c˜ao a oeste
e a leste (Atlˆant ico). Em 01/2005 o aumento da precipita¸c˜ao, que pode estar associado
`a ZCAS, apresenta-se em uma posi¸c˜ao a norte. Neste mˆes tamb´em nota-se redu¸c˜ao da
precipita¸c˜ao no sudeste da Am´erica do Sul. A principal diferen¸ca verificada entre 0 1/2005
e 02/2005 ´e o aumento da chuva na regi˜ao central do Brasil.
Os efeitos da TSM defasada nos Oceanos Atlˆantico e Pac´ıfico subtropicais e a in-
tera¸c˜ao entre esses fatores tamb´em foram avaliado s para outras vari´aveis atmosf´ericas. Os
resultados sugerem mudan¸cas nos padr˜oes de circula¸c˜ao atmosf´erica que influenciam o di-
recionamento e atua¸c˜ao de sistemas frontais de ver˜ao sobre o sul e sudeste do Brasil e
que, potencialmente, alteram o padr˜ao de convec¸c˜ao na regi˜ao da ZCAS. A amplitude da
altera¸c˜ao ´e maior no caso do efeito causado pela for¸cante local (Atlˆantico defasado), que
apresenta um fortalecimento da ASAS e a mant´em numa configura¸c˜ao desfavor´avel para
que os transient es atinjam o SE do Brasil.
148 Apˆendice C. Experimento com o Modelo Global Atmosf´erico CPTEC/COLA
(a) (b) (c)
(d) (e) (f)
(g) (g) (i)
Figura C.1: Efeitos principais da TSM defasada no Oceano Atlˆantico subtropical (a, b, c), da TSM
defasada no Oceano Pac´ıfico subtropical (d, e, f) e da intera¸c˜ao entre esses efeitos (g, h, i) sobre a
precipita¸c˜ao prevista para 12/2004, 01/2005 e 02/2005.
Apˆendice D
RAMSIN
O exemplo a presentado refere-se ao caso de ZCASN ativa, com TSM semanal e MCMO
ativo.
$MODEL
GRIDS
! Simulation title (64 chars)
EXPNME = ’Version 5.02 - OWN-ODA-CUINV’,
RUNTYPE = ’INITIAL’, ! Type of run: MAKESFC, INITIAL, HISTORY, ! MAKEVFILE, or
MEMORY
TIMEUNIT = ’h’, ! ’h’,’m’,’s’ - Time units of TIMMAX, TIMSTR
TIMMAX = 2.,
LOAD BAL = 0, ! Dynamic load balance flag: 1=yes, 0=no
! Start of simulation or ISAN processing
IMONTH1 = 02,
IDATE1 = 10,
IYEAR1 = 2002,
ITIME1 = 0000,
! Grid specifications
NGRIDS = 2, ! Number of grids to run
NNXP = 60,122,74,34, ! Number of x gridpoints
NNYP = 60,122,62,34, ! Number of y gridpoints
NNZP = 36,36,33,28,32, ! Number of z gridpoints
NZG = 4, ! Number of soil layers
NZS = 4, ! Maximum number of snow layers
NXTNEST = 0,1,2,3, ! Grid numb er w hich is the next coarser grid
! Coarse grid specifications
150 Apˆendice D. RAMSIN
IF ADAP = 0,
IHTRAN = 1, ! 0-Cartesian, 1-Polar ster e o
DELTAX = 1 00000.,
DELTAY = 100000., ! X and Y gr id spacing
DELTAZ = 70., ! Z grid spac ing (set to 0. to use ZZ)
DZRAT = 1.2, ! Ver tical g rid stretch ratio
DZMAX = 1000., ! Maximum delta Z for vertical stretch
ZZ = 0.0, ! Vertical levels if DELTAZ = 0 20.0, 46.0, 80.0, 120.0, 165.0, 220.0, 290.0, 380.0, 480.0,
590.0, 720.0, 870.0, 1030.0, 1200.0, 1380.0, 1595.0, 1850.0, 2120.0, 2410.0, 2 715.0, 3030.0, 3400.0, 3840.0,
4380.0, 5020.0, 5800.0, 6730.0, 7700.0, 8700.0, 9700.0, 10700., 1 1700., 12700., 13700., 1470 0., 15700.,
16700., 17700., 18700., 1970 0.,
DTLONG = 100., ! Coarse gr id long timestep
NACOUST = 3, ! Small timestep ratio
IDELTAT = 0, ! =0 - consta nt timesteps
! >0 - initial computation <0 - va riable
! Nest ratios be tween this grid
! and the next coarse r grid.
NSTRATX = 1,4,4,4, ! x-direction
NSTRATY = 1,4,4,4, ! y-direction
NNDTRAT = 1,4,4,4, ! Time
NESTZ1 = 0, ! Contort coarser grids if nega tive
NSTRATZ1 = 3,3,2,1, !
NESTZ2 = 0, ! Contort coarser grids if nega tive
NSTRATZ2 = 3,3,2,1, !
POLELAT = -25.5, ! Latitude of pole point
POLELON = -40.5, ! Longitude of pole point
CENTLAT = -25.5, -25.5, -23.6,
CENTLON = -40.5, -40.5, -46.65,
! Grid point on the next coarser
! nest where the lower southwest
! corner of this nest will start.
! If NINEST or NJNEST = 0, use CENTLAT/LON
NINEST = 1,0,0,0, ! i-point
NJNEST = 1,0,0,0, ! j-point
NKNEST = 1,1,1,1, ! k-point
NNSTTOP = 1,1,1,1, ! Flag (0-no or 1-yes) if this
NNSTBOT = 1,1,1,1 , ! Nest goes the top or bottom of the
Apˆendice D. RAMSIN 151
! coarsest nest.
GRIDU = 0.,0.,0.,0., ! u-component for moving grids
GRIDV = 0.,0.,0.,0., ! v-component for moving grids
! (not working aga in!)
$END
$MODEL
FILE INFO
! Variable initialization input
INITIAL = 2, ! Initial fields - 1=horiz.homogeneous,
! 2=init from varfile
! 3=init from HFILIN
! —— Analysis nudging parameters ——-
NUD
TYPE = 2, ! =1 - nudge from history files(1-way nest)
! =2 - nudge from va rfiles
! =0 - no analysis nudging
VARFPFX = ’./ivar/iv-rams504’,
VWAIT1 = 0 ., ! wait between each VFILE check (s)
VWAITTOT = 0 ., ! total wait before giving up on a VFILE (s)
NUD
HFILE = ’./H/a-H-2001-07-21-000000-head.txt’,
! Header file name for history nudging files (only prefix is used)
NUDLAT = 5, ! Number of points in lateral bnd region
TNUDLAT = 3600., ! Nudging time scale(s) at lateral boundary
TNUDCENT = 21600., ! Nudging time sca le(s) in center of domain
TNUDTOP = 10800., ! Nudging time scale (s) at top o f domain
ZNUDTOP = 130 00., ! Nudging at top of domain above height(m)
WT
NUDGE GRID = 1., 0.5, 0.7, 0.5, ! Relative nudging weights for active g rids !
=0., turns off nudging for that grid
! These weights will multiply the base timescales
! to determine full nudging weight.
! (Timescales)/(WT
NUDGE *)
! must be larger than DTLONG
152 Apˆendice D. RAMSIN
WT NUDGE UV = 1., ! Anal nudging weight for u and v
WT NUDGE TH = 1., ! Anal nudging weight for theta
WT
NUDGE PI = 1 ., ! Anal nudging weight for pi
WT NUDGE RT = 1., ! Anal nudg ing weight for r tot
!—— Condensate nudging ———
NUD
COND = 0, ! Only nudge total water where condensate
! exists (from previous history files, HFILIN)
COND
HFILE = ’./H/a-H-2001-07-21-000000-head.txt’,
! Header file name for cond nudging history files (only prefix is used)
TCOND
BEG=0., TCOND END=21600., ! Model time start and end of cond nudging (sec)
T
NUDGE RC = 3600 ., ! Cond nudging timescale for r total
WT NUDGEC GRID = 1., 0.8, 0.7 , 0.5, ! Relative nudging weights for active gr ids
! =0., turns off nudging for that grid
!—– Observation Data Assimilation (ODA) ———–
IF
ODA = 0, ! Flag to turn on oda
ODA
UPAPREFIX = ’./obs/dp-r’, ! File pr efix for upper air obs
ODA
SFCP REFIX = ’./obs/dt-s’, ! File prefix for surface obs
FRQODA=3 00., ! Frequency of obs analysis
TODABEG=0., TODAEND=99999999., ! Model time start and end of oda (sec)
TNUDODA= 9 00., ! Nudging timescale for e ach grid
WT
ODA GRID = 1., 1., 0.7, 0.5, ! Relative nudging weights for active grids
! =0., turns off nudging for that grid
WT
ODA UV = 1., ! ODA nudging weight for u and v
WT ODA TH = 1., ! ODA nudging weight for theta
WT
ODA P I = 1., ! ODA nudging weight for pi
WT ODA RT = 1., ! ODA nudging weight for r tot
! Following are radii tha t affect the ”smoothness” of the analyzed fields
! The SFCE and UPAE are the radii where the affect falls o ff to e**(-2)
! The SFC0 and UPA0 are the radii where the affect falls o ff to 0
! Values are grid dependent.
RODA
SFCE = 50000.,100.,100.,100.,
Apˆendice D. RAMSIN 153
RODA SFC0 = 100000.,100000.,100000.,100000.,
RODA UPAE = 100000.,200.,200.,200.,
RODA
UPA0 = 200000.,2000.,2000.,2000.,
RODA
HGT = 3000.,3000.,30 00.,3000., ! Height at which transition from SFC radii
! to UPA radii occurs
RODA
ZFACT = 100.,100.,100.,100., ! Vertical factor related to dx/dz
! - Time interpolate limit (TIL)- if the future-past obs time
! is > this limit, do not use to interpolate
!
! - Time extrapolate limit (TEL)- if past/future obs is greater than TIL,
! but less than TEL, use the obs
ODA
SFC TIL=21600.,
ODA SFC TEL=900.,
ODA
UPA TIL= 43200.,
ODA
UPA TEL=2160 0.,
!—– Cumulus inversion tendency input —–
IF
CUINV = 0,
CU
PREFIX = ’./t5-C-’,
TNUDCU=900.,
WT
CU GRID=1., 1., .5,
TCU
BEG=0., TCU END=7200.,
CU TEL=3600.,
CU
TIL=21600.,
! History file input
TIMSTR = 0.0, ! Time of history start (see TIMEUNIT)
HFILIN = ’./h-apagar-brams-simepar.vfm’,
! Input history file name
154 Apˆendice D. RAMSIN
! Analysis file input for assimilation (currently LEAF variables)
IPASTIN = 0, ! Initialize various fields from analysis file?
! 1=yes, 0=no
PASTFN = ’./a-A-2000-01-09-000000-head.txt’,
! Input analysis file name
! History/analysis file output
IOUTPUT = 2, ! 0-no files, 1-save ASCII, 2-save binary
HFILOUT = ’./H/h-rams504-pp’,
AFILOUT = ’./A/a-r ams504-pp’,
ICLOBBER = 1, ! 0=stop if files exist, 1=overwite files
IHISTDEL = 1, ! 0=keep all hist files, 1=delete previous
FRQHIS = 43200 ., ! History file frequency
FRQANL = 10800., ! Analysis file frequency
!———————————————————————–
FRQL IT E = 0., ! Analys is freq . for ”lite”va riables
! = 0 : no lite files
XLITE = ’/0:0 /’, ! nums¿0 are absolute grid indexes
YLITE = ’/0:0 /’, ! nums¡0 count in from the domain edges
ZLITE = ’/0:0/ ’, ! nums=0 are domain edges
NLITE
VARS=5,
LITE
VARS=’UP’,’VP’,’WP’,’swdr’,’THETA’,
!———————————————————————–
AVGTIM = 0 ., ! Averaging time for analys is variables
! must be abs(AVGTIM) <= FRQANL
! > 0 : averaging is centered at FRQANL
! < 0 : averaging ends at FRQANL
! = 0 : no averaged files
FRQMEAN = 0., ! Ana lysis fr eq. for ”avera ged”variables
FRQBOTH = 0., ! Analysis freq. for Both ”averaged”and
! ”lite”variables
KWRITE = 0, ! 1-wr ite,0-don’t write scalar K’s to anal.
Apˆendice D. RAMSIN 155
! Printed output controls
FRQPRT = 1800., ! Printout frequency
INITFLD = 1, ! Initial field print flag 0=no prnt,1=prnt
! Input topography variables
TOPFILES = ’./ivar/toph-rams504’, ! File path and prefix for topo files.
SFCFILES = ’./iva r/sfc-rams504’,
SSTFPFX = ’./iva r/sst-rams 504’,
NDVIFPFX = ’./ivar/ndvi-rams504’, ! Path and prefix for ndvi files
ITOPTFLG = 1,1,1,1, ! 2 - Fill data in ”leaf3
init”
ISSTFLG = 1,1,1,1, ! 0 - Interpolate from coarser grid
IVEGTFLG = 1,1,1,1, ! 1 - Read from standard Lat/Lon data file
ISOILFLG = 2,2,2,1, !
NDVIFLG = 2,2,2,2, !
NOFILFLG = 2,2,2,2, ! 2 - Fill data in ”leaf3 init”
! 0 - Interpolate from coarser grid
IUPDNDVI = 0, ! 0 - No update of NDVI values during run
IUPDSST = 0, ! 0 - No update of SST values during run
! 1 - Update values during run
! The following only apply for IxxxxFLG=1
ITOPTFN = ’/p4-baal/tati/topo/EL’,
’/p4-baal/tati/topo/EL’,
ISSTFN = ’/p4-baal/tati/sst
init/zcasn atv caso1/W’,
’/p4-baal/tati/sst
init/zcasn atv caso1/W’,
IVEGTFN = ’/p4-baal/tati/vegAS/VEGv2AS
’,
’/p4-baal/tati/vegAS/VEGv2AS
’,
ISOILFN = ’/p4-baal/tati/soil
FAO/FAO’,
156 Apˆendice D. RAMSIN
’/p4-baal/tati/soil FAO/FAO’,
NDVIFN = ’ ’,
! Topography scheme
ITOPSFLG = 2,2,2,0, ! 0 = Average Orography
! 1 = Silhouette Orography
! 2 = Envelope Or ography
! 3 = Reflected Envelope Orography
TOPTENH = 2.,2.,2.,0., ! For ITOPSFLG=1, Weighting of topo
! silhouette averaging
! For ITOPSFLG=2 o r 3, Reflected Envelope
! and Envelope Orography enhancement factor
TOPTWVL = 3.,3.,3 .,3., ! Topo wavelength cutoff in filter
! Surface Roughness scheme
IZ0FLG = 0,0,0,0, ! 0 = Use veg, bare soil and water surface
! 1 = Also use subgrid scale top ography
Z0MAX = 5.,5.,5.,5., ! Max zo for IZ0FLG=1
Z0FACT = 0.005, ! Subgrid scale orograhic roughness fac tor
! Microphysics collection tables
MKCOLTAB = 0, ! Make table: 0 = no, 1 = yes
COLTABFN = ’/p4-baal/tati/brun/micro/ct2.0’,
! Filename to read or write
$END
$MODEL
OPTIONS
ICHEMI = 0, !Photochemical module activation - 1=on, 0=off
ISOURCE = 1, !Emission module activation - 1=o n, 0=off
Apˆendice D. RAMSIN 157
WEEKDAYIN = ’SAT’, !Initial weeakday of the simulation
! Emission factor (fraction of weekdays) for Saturdays and Sundays
! They are used in emission module and TEB. - EDF
EFSAT= 0.6,
EFSUN= 0.4,
!Industrial emissions (kg/s/m2 )
EINDNO = 2.6636227E-10,
EINDNO2 = 2.9595805E-11,
EINDPM = 4.3421278E-10,
EINDCO = 8.1599860E-10,
EINDSO2 = 3.6149164E-10,
EINDVOC = 2.53678 33E-10,
!Veicular emissions (kg/day/m2)
EVEINO = 6.170 9585E-04,
EVEINO2 = 6.85 66209E-05,
EVEIPM = 6.2648396E-06,
EVEICO = 3.0173515E-03,
EVEISO2 = 4.0730592E-05,
EVEIVOC = 6.99 54334E-04,
NADDSC = 0, ! Number of additional scala r species
! Numerical schemes
ICORFLG = 1, ! Coriolis flag/2D v-component - 0=off, 1 =on
IBND = 1, ! Lateral boundary condition flags
JBND = 1, ! 1-Klemp/Wilhelmson, 2-K lemp/Lilly, 3-Orlanski
! 4-cyclic
CPHAS = 20., ! Phase speed if IBND or JBND = 1
LSFLG = 2, ! Lar ge-scale gradient flag for variables other than
! normal velocity:
! 0 = zero gradient inflow and outflow
! 1 = zero gradient inflow, radiative b.c. outflow
158 Apˆendice D. RAMSIN
! 2 = constant inflow, radiative b.c. outflow
! 3 = constant inflow and outflow
NFPT = 0, ! Rayleigh friction - number of points from the top
DISTIM = 400., ! - dissipation time scale
! Radiation parameters
ISWRTYP = 1, ! Shortwave radiation type
ILWRTYP = 1, ! Longwave radiation type
! 0-none, 1-Chen-Co tton, 2-Mahrer/Pielke,
! 3-Harrington, 4-CARMA
RADFRQ = 600., ! Freq . of r adiation tendency update (s)
LONRAD = 1, ! Longitudinal variation of shortwave
! (0-no, 1-yes)
! Cumulus parameterization parameters
NNQPARM = 2,2,0,0, ! Convective param. flag (0-off, 1-o n,
! 1-on standard,
! 2-on Grell par.)
CLOSURE
TYPE = ’EN’, ! Closure type (for Grell Param.):
! EN: ensemble (all clo sures)
! GR: Grell
! LO: low level omega
! MC: mo isture convergence
! SC: like Fr itsch Chappel or Kain Fritsch
! AS: Arakawa-Schubert
NNSHCU = 1,1,1,1, ! Shallow Cumulus Param. (0-off, 1-on) CONFRQ = 600., ! Frequency of conv
param. updates (s) SHCUFRQ = 600., ! Fre quency of Shallow param. updates (s) WCLDBS = .0005, !
Vertical motion needed at cloud base for ! to trigger convection
! Surface layer and soil parameterization
NPATCH = 2, ! Number of patches per grid cell (min=2)
NVEGPAT = 1, ! Number of patches per grid cell to be
! filled from
Apˆendice D. RAMSIN 159
! vegetation files
! (min of 1, max of NPATCH-1)
ISFCL = 1, ! Surface layer/soil/veg model
! 0-specified surface layer gradients
! 1-soil/vegetation model
NVGCON = 0, ! Vegetation type (see below)
! 1 – Crop/mixed farming 2 – Short grass
! 3 – Evergreen needleleaf tree 4 – Deciduous needleleaf tree
! 5 – Deciduous broadleaf tree 6 – Evergreen broadleaf tree
! 7 – Tall grass 8 – Desert
! 9 – Tundra 10 – Irrigated crop
! 11 – Semi-desert 12 – Ice cap/glacier
! 13 – Bog or marsh 14 – Inland water
! 15 – Ocean 16 – Evergreen shrub
! 17 – Deciduous shrub 18 – Mixed woodland
PCTLCON = 1., ! Constant land
NSLCON = 6, ! Constant soil type if for all domain
! 1 – sand 2 – loamy sand 3 – sa ndy loam
! 4 – silt loam 5 – loam 6 – sa ndy clay loam
! 7 – silty clay loam 8 – clay loam 9 – sandy clay
! 10 – silty clay 11 – clay 12 – peat
ZROUGH = .05, ! Constant roughness if for all domain
ALBEDO = .2, ! Constant albedo if not running soil model
SEATMP = 298., ! Constant water surface temperature
DTHCON = 0., ! Constant sfc layer temp grad for no soil
DRTCON = 0., ! Constant sfc layer mo ist grad for no soil
SOIL
MOIST = ’n’, ! n => Homogeneous (standard)
! i,h,a => Heterogenous Soil Moist.Init.
! with file.
! i => INITIAL
! h => HISTORY
160 Apˆendice D. RAMSIN
! a => INITIAL or HISTORY
SOIL
MOIST FAIL = ’l’, ! In case of Heterogenous So il Moist. file was
! not fo und, w hat to do?
! s =¿ STOP the progra m
! h =¿ Initialize with Homogeno us Soil Moist.
! l =¿ Looking for 5 days old files, and if
! not fo und again then stop.
USDATA IN = ’./us’, ! Soil Moisture File prefix
USMODEL IN = ’./us’, ! File prefix with pre- c alculated data by BRAMS
SLZ = -2.0, -1.75, -1 .50, -1 .25, -1 .00, -0 .75, -0 .50, -0 .25, -0.05, ! soil grid levels
! SLZ = -2.0, -1.50, -.25, -0.05,
! Soil grid levels
! SLMSTR = 0.35, 0.29, 0.27, 0.30,
! Initial s oil mo isture
SLMSTR = 0.30, 0.30, 0.30, 0.25, 0.25, 0.20, 0 .20, 0.18, 0.15,
! Initial s oil mo isture
STGOFF= 0.0, 0.0, 0.0, 0.0, 0.0, 0.0 , 0.0, 0.0, 0.0,
! Initial s oil temperature offset
! from lowest atmospheric level
!—– Urban canopy parameterization ——————————–
IF
URBAN CANOPY =0,
!—– Urban canopy parameterization using TEB (Masson, 2 000)————-
ITEB = 1, !1=on, 0=off
TMINBLD= 12., !Minimum internal building temperature (degrees Celsius)
NTEB=3, !Number of roof,road and wall layers used in TEB
Apˆendice D. RAMSIN 161
!Maximum of 5
! ROOF layers properties
!
HC
ROOF=2110000.,280000.,290000., ! heat capacity
TC
ROOF=0.41,0.05,0.03,! thermal conductivity
D ROOF =0.05,0.4,0.05,! depth
!
! ROAD layers pro perties
!
HC
ROAD=1240000.,1280000.,1280000., ! heat capacity
!TC ROAD=0.354,0.1513,0.1513,! thermal conductivity 1.0103
TC
ROAD=1.0103,1.0103,1.0103,! thermal conductivity 1.0103
D ROAD =0.05,0.1,1.0,! depth
!
! WALL layers properties
!
!HC
WALL=2 040000.,2040000.,2040000., ! heat capacity J/m3/K 10e6
HC
WALL=1 000000.,1000000.,1000000., ! heat capacity J/m3/K 10e6
TC
WALL=0 .81,0.81,0.81,! thermal conductivity 0.81 W/m/K
D WALL =0.02,0.12 5,0.02, ! depth
!
NURBTYPE=2, !Number of urban types (maximum of 3)
!
ILEAFCOD = 21, 19, !Leaf class code to identify each ur ban type
!
!Urban type properties
!
Z0
TOWN=3.0,0.5, !Urban type roughness length 5 e 1
BLD=0.5,0.7, !Fr action o ccupied by buildings in the grid cell
BLD
HEIGHT=50.,5.0, !Building Height
BLD HL RATIO= 4.4,2.4,!Vertical/Horizontal rate 3 e 0.5
AROOF=0.15,0.15, !Roof alb e do
EROOF=0.9,0.9, !Roof emissivitiy
AROAD=0.1,0.1, !Road albedo
EROAD=0.9,0.9, !Road emissivity 90% mas son
AWALL=0.25,0.25, !Wall albedo
EWALL= 0.85,0.85, !Wall emissivity
162 Apˆendice D. RAMSIN
!
! CALCULAR AMANHA O QUE FALTA DE FLUXO BASEADO NA DIFERENCA DE TEMPE-
RATURA
! ENTRE OBSERVACAO E SIMULACAO rO*CP*(TS-TO)
!
HTRAF=90.0,60.0, !Maximun value of sensible heat
!HTRAF=0.0,0.0, !Maximun value of sensible heat
! !released by Traffic (W/m2)
!HINDU=0.0,0.0, !Maximun value of sensible heat
HINDU=10.0,14.0, !Maximun va lue of sensible heat
! !released by Industry (W/m2)
PLETRAF=10.0,5.0, !Maximun value of latent heat
!PLETRAF=40.0,28.0, !Maximun value of latent heat
! !released by Traffic (W/m2)
PLEINDU=30.0,50.0, !Maximun value of latent heat
!PLEINDU=40.0,60.0, !Maximun value of latent heat
!
!
! End of TEB parameters - EDF
!
! Simple Ocean Mixture Layer Model (Tati e Edi)
! Activate CMO model 1=on,0=off
ICMO=1,
! end of CMO model parameters
!—– Eddy diffusion coefficient parameters —–
IDIFFK = 2,2,2,1, ! K flag:
! 1 - Horiz deform/Vert Mellor-Yamada
! 2 - Anisotropic deformormation
! (horiz & vert differ)
! 3 - Isotropic deformation
! (horiz and vert same)
! 4 - Deardorff TKE (horiz and vert same)
IHORGRAD = 2, ! 1 - horiz grad frm decomposed sigma gra d
Apˆendice D. RAMSIN 163
! 2 - true horizontal gra dient.
! Non-conserving, but allows small DZ
CSX = .2,.2,.2,.2, ! Deformation horiz. K’s coefficient
CSZ = .35,.35,.35,.2, ! Deformation vert. K’s coefficient
XKHKM = 3.,3.,3.,3 ., ! Ratio of horiz K
h to K m for deformation
ZKHKM = 3.,3.,3.,3., ! Ratio of vert K h to K m for deformatio n
AKMIN = 1.0,1.0,0.5,2., ! Ratio of minimum horizontal eddy
! viscosity coefficientto typical value
! from deformation K
!—– Microphysics ——————————————————
LEVEL = 3, ! Moisture complexity level
ICLOUD = 4, ! Microphysics flags
IRAIN = 2, !——————-
IPRIS = 5, ! 1 - diagnostic concen.
ISNOW = 2, ! 2 - specified mean diameter
IAGGR = 2, ! 3 - specified y-intercept
IGRAUP = 2, ! 4 - specified concentration
IHAIL = 2, ! 5 - prognostic concentration
CPARM = .1e9, ! Microphysics parameters
RPARM = 1e-3, !————————-
PPARM = 0., ! Characteristic diameter, # concentration
SPARM = 1e-3, ! or y -intercept
APARM = 1e -3,
GPARM = 1 e-3,
HPARM = 3e -3,
GNU = 2.,2.,2.,2.,2.,2.,2., ! Gamma shape parms for
! cld rain pris snow aggr graup hail
$END
$MODEL
SOUND
!———————————–
164 Apˆendice D. RAMSIN
! Sounding specification
!———————————–
! Flags for how sounding is specified
IPSFLG = 0, ! Specifies what is in PS array
! 0-pressure(mb) 1-heights(m)
! PS(1)=sfc press(mb)
ITSFLG = 0, ! Specifies what is in TS array
! 0-temp(C) 1-temp(K) 2-pot. temp(K)
IRTSFLG = 0, ! Specifies what is in RTS array
! 0-dew pnt.(C) 1-dew pnt.(K)
! 2-mix rat(g/kg)
! 3-relative humidity in
! 4-dew pnt depression(K)
IUSFLG = 1, ! Specifies what is in US and VS arrays
! 0-u,v component(m/ s)
! 1-umoms-direction, vmoms-speed
HS = 0.,
PS = 1010.,1000.,2000.,3000.,4000.,6000.,8000.,11000.,15000.,20000.,25000.,
TS = 25., 18.5, 12., 4.5, -11., -24., -37., -56.5, - 56.5, - 56.5, -56.5,
RTS = 70.,70 .,70.,70.,20 .,20.,20.,20.,10.,10.,10.,
US = 10.,10.,10.,10.,10.,10.,10 .,10.,10.,10.,10.,
VS = 0.,0.,0.,0.,0.,0.,0.,0.,0.,0.,0.,
$END
$MODEL
PRINT
!———————————–
Apˆendice D. RAMSIN 165
! Specifies the fields to be printed during the simulation
!———————————–
NPLT = 0, ! Number of fields printed at each time
! for various cross-s e c tions (limit of 50)
IPLFLD = ’UP’,’THP’,’THETA’,’RT’,’TOTPRE ’,
! Field names - see table below
! PLFMT(1) = ’0PF7.3’, ! Format spec. if defa ult is unacc e ptable
IXSCTN = 3,3,3 ,3,3,3,
! Cross-s e c tion type (1=XZ, 2=YZ, 3=XY)
ISBVAL = 2 ,2,2,2,2,2,2 ,
! Grid-point slab value for third directio n
! The following variables can also be set in the namelist: IAA,
! IAB, JOA, JOB, NAAVG, NOAVG, PLTIT, PLCONLO, PLC ONHI, and P L CONIN.
! ’UP’ - UP(M/S) ’RC’ - RC(G/KG) ’PCPT’ - TOTPRE
! ’VP’ - VP(M/S) ’RR’ - RR(G/KG) ’TKE’ - TKE
! ’WP’ - WP(CM/S) ’RP’ - RP(G/KG) ’HSCL’ - HL(M)
! ’PP’ - PRS(MB) ’RA’ - RA(G/KG) ’VSCL’ - VL(M)
! ’THP’ - THP(K)
! ’THETA’- THETA(K) ’RL’ - RL(G/KG) ’TG’ - TG (K)
! ’THVP’ - THV’(K) ’RI’ - RI(G/KG) ’SLM’ - SLM (PCT)
! ’TV’ - TV(K) ’RCOND’- RD(G/KG) ’CONPR’- CON RATE
! ’RT’ - RT(G/KG) ’CP’ - NPRIS ’CONP’ - CON PCP
! ’RV’ - RV(G/KG) ’RTP’ - RT’(G/KG) ’CONH’ - CON HEAT
! ’CONM’ - CON MOIS
! ’THIL’ - Theta-il (K) ’TEMP’ - temperature (K)
! ’TVP’ - Tv’ (K) ’THV’ - Theta-v (K)
! ’RELHUM’-relative humidity (%) ’SPEED’- wind speed (m/s)
! ’FTHRD’- radiative flux convergence
! ’MICRO ’- GASPRC
! ’Z0’ - Z0 (M) ’ZI’ - ZI (M) ’ZMAT’ - ZMAT (M)
! ’USTARL’-USTARL(M/S) ’USTARW’-USTARW(M/S) ’TSTARL’-TSTARL (K)
! ’TSTARW’-TSTARW(K) ’RSTARL’-RSTARL(G/G) ’RSTARW’-RSTARW(G/G)
! ’UW’ - UW (M*M/S*S) ’VW’ - VW (M*M/S*S)
166 Apˆendice D. RAMSIN
! ’WFZ’ - WFZ (M*M/S*S) ’TFZ’ - TFZ (K*M/S)
! ’QFZ’ - QFZ (G*M/G*S) ’RLONG’- RLONG
! ’RSHORT’-RSHORT
$END
$ISAN
CONTROL
!———————————–
! Isentropic control
!———————————–
ISZSTAGE = 1, ! Main switches for isentropic-sigz
IVRSTAGE = 1, ! ”varfile”proces sing
ISAN
INC = 0600 , ! ISAN processing increment (hhmm)
! range controlled by TIMMAX,
! IYEAR1,...,ITIME1
GUESS1ST = ’PRESS’, ! Type of first guess input- ’PRESS’, ’RAMS’
I1ST
FLG = 1, ! What to do if first guess file should be
! used but does not exist.
! 1=I know it may not be there,
! skip this data time
! 2=I screwed up, stop the run
! 3=interpolate first guess file from
! nearest surro unding times, stop if unable
! (not yet available)
IUPA
FLG = 3, ! UPA-upp e r air, SFC-surface
ISFC
FLG = 3, ! What to do if other data files sho uld be
! uesed, but does not exist.
! 1 = I know it may not be there ,
! skip this data time
! 2 = I screwed up, stop the run
! 3 = Try to continue processing anyway
! Input data file prefixes
Apˆendice D. RAMSIN 167
IAPR = ’/p4-baal/tati/dps/dp’,
IARAWI = ”, ! Archived r awindsonde file name
! IASRFCE = ’/p1-atena/ tatiana/curso/rams
data/surf99/sw’, ! Archived surface obs file name
IASRFCE = ”, ! Archived surface obs file name
! File names and dispose flags
VARPFX = ’./ivar/iv-ra ms504’,
IOFLGISZ = 0, ! Isen-sigz file flag: 0 = no write, 1 = write
IOFLGVAR = 1, ! Var file flag: 0 = no write, 1 = write
$END
$ISAN
ISENTROPIC
!———————————–
! Isentropic and sigma-z processing
!———————————–
!———————————–
! Specify isentropic levels
!———————————–
NISN = 43, ! Number of isentropic levels
LEVTH = 280,282,284,286,288,290,292,294,296,298,300,303,306,309,312,
315,318,321,324,327,330,335,340,345,350,355,360,380,400,420,
440,460,480,500,520,540,570,600,630,670,700,750,800,
!———————————–
! Analyzed grid information:
!———————————–
NIGRIDS = 1, ! Number of RAMS grids to analyze
TOPSIGZ = 20000., ! Sigma-z coordinates to about this height
HYBBOT = 400 0., ! Bottom (m) of blended sigma -z/isentropic
! layer in varfiles HYBTOP = 6000., ! Top (m) of blended sigma-z/isentropic layr
168 Apˆendice D. RAMSIN
SFCINF = 1000., ! Vert influence o f sfc observation analysis
SIGZWT = 1., ! We ight for sigma-z data in var file:
! 0.= no sigz data,
! 1.=full weight from surface to HYBBOT
NFEEDVAR = 1, ! 1=feed back nested grid varfile, 0=don’t
!———————————–
! Observation number limits:
!———————————–
MAXSTA = 150, ! maximum number of rawindsondes
! (archived + special)
MAXSFC = 1000, ! maximum number of surface observations
NOTSTA = 0, ! Number of stations to be excluded
NOTID = ’r76458’, ! Station ID’s to be excluded
! Prefix with ’r’ for rawindsonde,
! ’s’ for surface
IOBSWIN = 1800,
STASEP = .01, ! Minimum s fc station separation in degrees.
! Any surface obs within this distance
! of another obs will be thrown out
! unless it has less missing data,
! in which case the other obs will be
! thrown out.
IGRIDFL = 3, ! Grid flag=0 if no gr id point, only obs
! 1 if all grid point data and obs
! 2 if partial grid point and o bs
! 3 if only grid data
! 4 all data... fast
GRIDWT = .01,.01,.0 1, ! Relative weight for the gridded press data
! compared to the observational data in
Apˆendice D. RAMSIN 169
! the objective analysis
GOBSEP = 1., ! Grid-observation separation (degrees)
GOBRAD = 1., ! Grid-obs proximity radius (degrees)
WVLNTH = 32.,8.,2., ! Used in S. Ba rnes objective analysis.
! Wavelength in km to be retained to the
! RESPON
! grids.
SWVLNTH = 32.,8.,2., ! Wavelength for surface objective analysis
RESPON = .9,.9,.9, ! Percenta ge of amplitude to be retained.
$END
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