Análise de Algumas Componentes do Balanço de Água e Energia

ANÁLISE DE ALGUMAS COMPONENTES DO BALANÇO DE ÁGUA E ENERGIA
PARA O NEB RELACIONANDO-AS COM AS TSMS DOS OCEANOS ATLÂNTICO E
PACÍFICO (PERÍODO DE OUT. DE 1982 A MAR. DE 1986)
Djane Fonseca da Silva 1, José Ivaldo B. de Brito 2
ABSTRACT
Climate variability on areas in low latitudes are attributed commonly to the large scale changes of
the atmospheric circulation pattern caused by oceanic influence. The TSM anomalies on the
Tropical Atlantic Ocean are associated to anomalies pluviometric on the Northeast also promotes
impacts in the latitudinal position of the ITZC. This work has as objective to analyze impacts of the
anomalies of TSM on the tropical Pacific and Atlantic Oceans and as they influence the components
of the water and energy budget on the Northeast. Meteorological variables were analyzed during
the period of October of 1982 to March of 1986. Were compared the impacts caused by the heating
and colding of the tropical Atlantic and Pacific Oceans. The albedo presented a minimum
variability along the period. The heating of the Atlantic Ocean improve a considerable increase in
the latent heat flow because the increasing of the precipitation. The inverse happens with the
heating of the Pacific (El Niño). The precipitation is minimum and the sensitive heat flow becomes
larger. Comparing the cooling of the Pacific Ocean and the heating of the Atlantic Ocean, the
precipitation was great to the high temperature of the Atlantic.
Word-keys: TSM, water budget, energy budget, NEB, Atlantic Ocean.
1
2
Aluna do curso de Mestrado em Meteorologia da UFCG, [email protected]
Prof. Dr. Do curso de Meteorologia da UFCG, [email protected]
RESUMO
Flutuações sobre áreas em latitudes baixas são comumente atribuídas às mudanças de grande escala
na configuração da circulação atmosférica possivelmente causada por influência oceânica. O padrão
de anomalias de TSM sobre o Atlântico Tropical comumente associado às anomalias pluviométricas
sobre o Nordeste também produz impactos na posição latitudinal da ZCIT. Esse trabalho tem como
objetivo principal analisar impactos das anomalias de TSM ocorridas nos Oceanos Pacífico e
Atlântico tropicais e como estas influenciam as componentes dos balanços de água e energia na
região Nordeste. Foram analisadas variáveis meteorológicas durante o período de Outubro de 1982
a Março de 1986. Compararam-se os impactos causados pelo aquecimento e resfriamento do
Atlântico e do Pacífico tropicais. O albedo apresentou uma variabilidade mínima ao longo do
período. Com o aquecimento do Atlântico ocorreu um considerável aumento de fluxo de calor
latente aumentando a precipitação sobre a região. O inverso acontece com o aquecimento do
Pacífico (El Niño) quando a precipitação é mínima e o fluxo de calor sensível torna-se maior,
servindo apenas para aquecer o ar. Comparando os trimestres de resfriamento do Pacífico e de
aquecimento do Atlântico, notou-se que foram maiores os totais pluviométricos trimestrais
influenciados pela alta temperatura do Atlântico.
Palavras-chaves: TSM, balanço de água, balanço de energia, NEB, Oceano Atlântico.
INTRODUÇÃO
Períodos persistentes e prolongados de chuva ou de condições úmidas são frequentemente
evidentes na variabilidade interanual dos tipos climáticos do continente. Essas flutuações e
transições são geralmente atribuídas às mudanças de larga escala na configuração da circulação
atmosférica possivelmente causada por influência oceânica, mas as precipitações pluviais estão
diretamente relacionadas com a convecção local. Esta é caracterizada por movimentos ascendentes
de ar úmido, resultantes da ocorrência de pressões atmosféricas mais baixas junto à superfície
terrestre, seja em conseqüência do aquecimento do ar em contato com a superfície, seja pela ação de
fenômenos transientes, de caráter puramente dinâmico.
O padrão de anomalias de TSM sobre o Atlântico Tropical comumente associado às anomalias
pluviométricas sobre o Nordeste e referido na literatura como "padrão de dipolo" apresenta
anomalias de TSM com sinais opostos ao norte e ao sul do equador sobre o Atlântico Tropical
(HASTENRATH e HELLER, 1977; MOURA e SHUKLA, 1981). Essa configuração de anomalias
propicia a ocorrência de gradientes meridionais de anomalias de TSM, os quais impactam
fortemente na posição latitudinal da ZCIT, modulando assim a distribuição sazonal de precipitação
pluviométrica sobre o Atlântico Equatorial, parte norte do Nordeste do Brasil, até a parte central da
Amazônia (NOBRE e SHUKLA, 1996). Em anos nos quais as TSM sobre o Atlântico Tropical Sul
(entre a linha do equador e 15°S) estão mais altas do que a média de longo período durante marçoabril-maio (MAM) e o Atlântico Tropical Norte (entre 5N e 20N) está menos aquecido do que a
média, há formação de um gradiente meridional de anomalias de TSM no sentido de norte para sul.
Nessa situação observa-se concomitantemente pressão ao nível do mar (PNM) mais baixa do que a
média sobre o Atlântico Sul e mais alta do que a média sobre o Atlântico Norte, os alísios de
sudeste mais fracos do que a média e os alísios de nordeste mais intensos do que a média, o eixo de
baixa pressão à superfície e confluência dos ventos alísios deslocado mais para sul, relativamente ao
seu posicionamento médio, e totais pluviométricos acima da média sobre o norte do Nordeste
(HASTENRATH e HELLER, 1977).
Esse trabalho tem como objetivo principal analisar períodos secos e úmidos ocorridos na
região do Nordeste brasileiro devido às anomalias de temperatura de superfície do mar ocorridas
sobre o Oceano Atlântico tropical em anos em que o Oceano Pacífico equatorial apresentavam-se
aquecidos (El Niño) e resfriados (La Niña), e como essa anomalias influenciam a precipitação sobre
a região. Para isso serão analisados campos de fluxo de calor latente, calor sensível, albedo e total
de precipitação sobre a região durante o período de Outubro de 1982 a Março de 1986.
METODOLOGIA
Neste trabalho será estudado o período de 1982 a 1986, onde ocorreram casos de
aquecimento e resfriamento do Pacífico e Atlântico.
Out / Dez 82
Oceano Pacífico aquecido
Jan / Mar 83
Oceano Pacífico aquecido
Out / Dez 84
Oceano Atlântico aquecido
Jan / Mar 85
Oceano Atlântico aquecido
Out / Dez 85
Oceano Pacífico resfriado
Jan / Mar 86
Oceano Pacífico resfriado
Tabela 01: Períodos e características que se apresentavam os Oceanos Atlântico e Pacífico.
Utilizaram-se dada de radiação incidente e refletida para se calcular o albedo de superfície,
dados de fluxo de calor latente, calor sensível e total de precipitação do reanálise (NCEP/NCAR)
para esse período.
O período foi divido em trimestres para se analisar melhor a variabilidade sazonal das
varáveis e os mapas foram plotados utilizando o software GrADS.
Serão comparadas situações em que ocorria o aquecimento do Atlântico e aquecimento do
Pacífico e será discutida a diferença que causa a influência do aquecimento do Atlântico e
resfriamento do Pacífico.
RESULTADOS E DISCUSSÃO
Albedo
A razão entre as radiações de ondas curtas refletida e incidente é denominada coeficiente de
reflexão ou albedo, um parâmetro fundamental na determinação do balanço de radiação à
superfície.
O albedo de uma superfície vegetada varia ao longo do período diurno, em função do ângulo
de elevação do sol e ao longo do ciclo de desenvolvimento da cultura, em função do grau de
cobertura vegetal, tipo e estado de umidade do solo, condições de umidade do ar e da quantidade e
tipo de cobertura de nuvens (LEITÃO e OLIVEIRA, 2000).
Segundo VAREJÃO-SILVA (2001) havendo vegetação, o albedo varia com a espécie, a fase
do desenvolvimento, o estado de sanidade, a geometria da copa, o índice de área foliar, etc, das
plantas presentes.
Nas superfícies planas e horizontais não vegetadas, o albedo com as propriedades físicas dos
materiais que as constituem (cor, rugosidade, etc) e com o ângulo zenital do sol, sendo menor
quando este astro se encontra próximo à culminação. Conhecendo-se o albedo de superfície, pode
ser determinada a irradiância solar global à superfície do solo.
As configurações sazonais do albedo de todas as estações do ano, no período de
outubro/dezembro de 1982 a janeiro/março de 1986, não estão disponíveis para visualização neste
trabalho, são apresentados somente os trimestres julho/Setembro de 1983 (Figura 01) e
outubro/dezembro de 1983 (Figura 02), pois, esses trimestres forma o que mostraram características
espaciais mais significativas. Entretanto, aqui é elaborada uma análise para todo período. Portanto,
no período de Julho a Setembro a região do Nordeste do Brasil (NEB) apresentou um centro de
máximo valor de albedo (aproximadamente 0,32) significando que a radiação refletida é maior que
a radiação incidente absorvida. Isso pode ocorrer devido a fatores como alto teor de umidade do
solo, já que nesta época ocorre o período chuvoso da região, umidade do ar e cobertura de nuvens
consideráveis. Outro fator extremamente importante é a vegetação local do semi-árido, a qual é
caracterizada pela caatinga e mata rasteira que pode ser seca e em pouca quantidade, tornando o
solo em alguns casos totalmente descoberto e quando chove “rapidamente” a vegetação fica verde.
O núcleo de máximo valor de albedo persistiu no trimestre de Outubro a Dezembro e início de
Janeiro. Em geral, o albedo é mais elevado em torno de 10ºS e 40ºW diminuindo em direção ao sul
e ao litoral nordestino, possivelmente devido à vegetação litorânea da Zona da Mata nordestina e de
Minas Gerais.
Nos trimestres de Janeiro a Março e de Abril a Junho os valores apresentaram pequena
diminuição em toda a região, albedo com valor médio de aproximadamente 0,30. Isso indica que a
radiação incidente está maior em relação aos trimestres anteriores devido a maior incidência solar
no verão do hemisfério sul (efeito da sazonalidade), menor cobertura de nuvens, umidade de ar e
umidade do solo.
A variabilidade é mínima, sendo mais marcante durante a mudança de estação para o verão,
observando-se esse padrão ao longo do período estudado de Outubro de 82 a Março de 86.
O albedo de superfície encontra-se menor sobre o Atlântico quando o Pacífico está aquecido e
maior sobre o Atlântico quando o Atlântico está aquecido. Ocorre o contrário para o continente.
Figura 01: Média do albedo de superfície
Figura 02: Média do albedo de superfície
para Jul/Set 83.
para Out/Dez 83.
Fluxo de Calor Latente
O calor latente é o calor que não está associada à variação da temperatura, mas de mudança de
estado. Por exemplo, a quantidade de calor latente envolvida no processo de vaporização poderá,
posteriormente, ser convertida em calor sensível para a atmosfera, caso o vapor d’água se condense
(VIANELLO e ALVES, 2000).
Durante o dia, a atmosfera vai acumulando energia nas formas de calor sensível (para aquecer
o ar) e calor latente (para mudança de estado físico). À noite, na ausência da fonte primária de
energia (sol), a atmosfera ao continuar perdendo energia para o espaço, resfria-se. Atingindo o
ponto de orvalho, inicia-se o processo de condensação. Ao iniciá-lo, o calor latente é liberado na
forma de calor sensível, aquecendo ligeiramente a atmosfera noturna, ou melhor, impedindo-a de
resfriar em demasia.
SILVA et al (2001) ao estudar os componentes do balanço de energia em condições
específicas de nebulosidade, observou que o fluxo de calor latente apresentou comportamento
simétrico ao do saldo de radiação, com valor mínimo no início e no final do período diurno e
máxima em torno do meio dia local.
Nos continentes, o fluxo de calor latente (LE) é mais alto no Equador e geralmente diminui
em direção aos pólos. Porém, o fluxo de calor latente sobre os oceanos é mais elevado nos
subtrópicos entre as latitudes de 10º-30º e diminui tanto em direção ao Equador quanto em direção
ao pólo. O fluxo de calor latente sobre os oceanos é geralmente duas vezes ou mais elevado do que
sobre os continentes, onde existe menor quantidade de água para evaporar (AYOADE,1986).
Figura 03: Fluxo de calor latente (W/m2) para Out /
Figura 04: Fluxo de calor latente (W/m2) para Jan / Mar
Dez 82.
83.
Figura 05: Fluxo de calor latente (W/m2) para
Figura 06: Fluxo de calor latente (W/m 2) para
Jul / Set 83.
Jan / Mar 83.
Figura 07: Fluxo de calor latente (W/m2) para Out / Dez
83.
Figura 08: Fluxo de calor latente (W/m2) para Jan/ Mar
84.
Figura 09: Fluxo de calor latente (W/m2) para Abr /Jun
Figura 10: Fluxo de calor latente (W/m2) para Jul / Set
84.
84.
Figura 11: Fluxo de calor latente (W/m2) para Out /
Figura 12: Fluxo de calor latente (W/m2) para Jan / Mar
Dez 84.
85.
Nos trimestres de Outubro a Dezembro, ao longo de todo período (1982 – 1986), os valores
de fluxo de calor latente cresce em direção ao oceano (leste). São visíveis núcleos de máximos
valores devido umidade local e complexos convectivos, como no caso da região amazônica e Norte
do Brasil, e forte convergência de umidade no sudeste do Brasil devido a ZCAS, enquanto que no
NEB ocorre o máximo de 250 W/m2 na região litorânea e mínimo de 100 W/m2 na região semiárida nordestina.
Em Janeiro-Março de 1983, os valores aumentaram para uma média de 300 a 360 W/m2 e
mínimo de 210 W/m2 no semi-árido durante o período, ocasionados pela forte convergência à
superfície durante o verão, o que se relaciona com altos totais pluviométricos nos locais de máximo
fluxo de calor latente.
O fluxo de calor latente continua crescente durante Abril a Junho. Esse padrão foi seguido
nos outros anos do estudo.
De Julho a Setembro ocorreu uma pequena diminuição nos valores de calor latente devido o
inverno do Hemisfério Sul, mas um fato interessante ocorreu em Julho/Setembro de 1983, quando o
Atlântico equatorial apresentou valor máximo de fluxo de calor latente de 580 W/m2, podendo ter
relação direta com o aquecimento do Pacífico no mesmo período.
Outras duas situações que merecem atenção são em Janeiro-Março de 1985, em que o semiárido nordestino apresenta um máximo de 360 W/m2 de fluxo de calor latente chegando a superar os
valores de uma faixa do Atlântico equatorial mesmo sendo um período em que o Atlântico
encontrava-se aquecido. Situação semelhante ocorreu em Janeiro-Março de 1986, quando esse valor
chega a 330 W/m2 na região semi-árida. O fluxo é menor quando o Pacífico está aquecido (100-210
W/m2) e aumenta quando o Atlântico está mais aquecido (100-380 W/m2).
Total de Precipitação
A combinação das circulações atmosféricas anômalas induzidas pelas distribuições espaciais
de temperatura de superfície do mar sobre os oceanos Pacífico equatorial e Atlântico tropical afetam
o posicionamento latitudinal da Zona de Convergência intertropical (ZCIT) sobre o Atlântico,
influenciando desta forma a distribuição da pluviometria sobre a Bacia do Atlântico e norte da
América do Sul. No entanto, embora a variabilidade interanual das temperaturas de superfície do
mar (TSM) e ventos sobre o Atlântico tropical seja significativamente menor do que aquela
observada sobre o Pacífico equatorial, essas variáveis têm profunda influência na variabilidade
climática sobre a América do Sul, principalmente sobre a região Nordeste do Brasil
(HASTENRATH, 1984; NOBRE e SHUKLA, 1996).
Em alguns anos, notadamente aqueles nos quais o fenômenos ENOS coincide com a época da
estação chuvosa sobre o norte do Nordeste (de fevereiro a maio) embora as distribuições de TSM
sobre o Pacífico equatorial tenham um efeito decisivo na pluviometria sobre o norte do Nordeste e
leste da Amazônia, os fenômenos atmosféricos e oceânicos sobre a bacia do Atlântico tropical são
estatisticamente mais significativos para a variabilidade interanual do clima sobre o Nordeste do
Brasil do que os fenômenos sobre o Pacífico (CHU, 1984; HASTENRATH et al, 1987).
MENEZES (1995) analisou a influência das anomalias de TSM do Atlântico e Pacífico
tropicais na precipitação de cada mês da estação chuvosa do NEB. O autor concluiu que a melhor
correlação foi entre os meses de abril e maio ( tanto para o setor norte quanto para o setor leste) e as
anomalias de TSM, com coeficientes negativos e ao nível de 95%.
RASMUSSON e CARPENTER (1981) ao estudarem a variação da temperatura da superfície
do mar tropical e campos de vento à superfície associados com a OS/El Niño detectaram um
máximo de anomalias de TSM próximo a 8°S de latitude durante Maio-Junho, mas devido o ciclo
sazonal médio, o máximo de TSM geralmente ocorre 3 meses mais tarde. Como na latitude, o
máximo de anomalia ocorre progressivamente em datas mais tarde, aparentemente em 20°S ocorre
por volta de setembro. Mínimo de anomalias de TSM aparece em torno de 8°S aproximadamente
uma vez no ano, antes e depois do máximo, mas sua magnitude (1,2°C) é quase metade da
magnitude do máximo (2,8°C). Uma forte tendência de anomalias positiva normalmente aparece em
Dezembro ou em Janeiro precedendo o El Niño.
HARTMANN (1994) afirmou que o máximo de precipitação próximo ao equador está
associado com fortes precipitações na ZCIT. O ar carregado de umidade próximo à superfície segue
em direção ao equador de ambos hemisférios e converge próximo ao equador, onde é liberado em
sistemas produtores de precipitação.
A região Nordeste está submetida à influência de fenômenos meteorológicos que lhe conferem
características climáticas peculiares, únicas em semi-áridos de todo o mundo. Para o norte do
Nordeste, os principais mecanismos de produção de chuva são a ZCIT, brisas e POAs, a convecção
local e muito raramente, a influência direta das frentes frias. O sul do Nordeste tem como
mecanismo principal a ZCAS, sistemas pré-frontais, convecção local e brisas no litoral. A faixa
leste apresenta seu máximo de precipitação ligado a maior atividade de circulação de brisa que
advecta bandas de nebulosidade para o continente e à ação das frentes frias, ou seus remanescentes,
que se propagam ao longo da costa (MOLION E BERNARDO, 2002).
HASTENRATH e LAMB (1977) ressaltaram que o máximo de precipitação no norte do
nordeste, que é uma região que tem período chuvoso de fevereiro a maio, deve-se ao deslocamento
anual da ZCIT para latitudes mais ao sul no Hemisfério Norte, o que afeta o NE do Brasil,
principalmente nos meses de abril e maio. O máximo no sul da região está associado à penetração
de frentes frias vindas do sul que alcançam latitudes mais baixas nos meses de novembro a
fevereiro. Já na região costeira, o máximo de maio a julho está ligado à maior atividade de
circulação de brisa que advecta bandas de nebulosidade média para o continente e à ação das frentes
frias remanescentes que se propagam ao longo da costa (KOUSKY, 1979).
KOUSKY (1980) notou também que o máximo de chuvas no leste do Nordeste, de maio a
julho, está possivelmente associado à máxima convergência dos alísios com a brisa terrestre, a qual
deve ser mais forte durante as estações de outono e inverno quando o contraste de temperatura entre
a terra e o mar é maior.
Figura 13: Total de precipitação(mm) para Out/Dez 82.
Figura 15: Total de precipitação (mm) para Abr/Jun 83.
Figura 14: Total de precipitação (mm) para Jan/Mar 83.
Figura 16: Total de precipitação (mm) para Jul/Set 83.
Figura 17: Total de precipitação(mm) para Out/Dez 83.
Figura 19: Total de precipitação (mm) para Abr/Jun 84.
Figura 18: Total de precipitação (mm) para Jan/Mar 84.
Figura 20: Total de precipitação (mm) para Jul/Set 84.
Figura 21: Total de precipitação (mm) para Jan/Mar 85.
Figura 22: Total de precipitação (mm) para Out/Dez
84.
Figura 23: Total de precipitação (mm) para Abr/Jun 85.
Figura 24: Total de precipitação (mm) para Jul/Set 85.
Figura 25: Total de precipitação (mm) para Jan/Mar 86.
Figura 26: Total de precipitação (mm) para Jan/Mar 86.
De Outubro a Dezembro de 1982, período de ocorrência de um El Niño, a costa litorânea da
parte norte e central do Nordeste apresentaram nesse trimestre um total de 100 mm, crescendo em
direção sul da região onde atinge 800 mm na latitude aproximada de 21ºS e 48ºW de longitude.
Para o trimestre de Janeiro a Março de 1983 (período de El Niño),1984 e 1985, o total de
precipitação trimestral aumentou, sendo registrada na costa leste do NEB valores em média de 200
a 300 mm e maiores em direção oeste. A variabilidade é muito maior entre as latitudes de 13º a 18º
S, onde os totais trimestrais vão de 300 a 800 mm. Em 1985, a precipitação aumentou sobre todo
Nordeste devido o aquecimento das águas do Atlântico e em 1986 ocorreu o mesmo devido o
resfriamento das águas do Pacífico.
De Abril a Junho de 1983, depois de um El Niño (Jan/Mar 1983), nota-se uma faixa de baixos
valores de precipitação (abaixo de 200 mm) sobre o Nordeste, ao mesmo tempo ocorreu um núcleo
de máximo fluxo de calor sensível (40 W/m2) e de fluxo de calor latente (240 W/m2), explicando a
configuração. A precipitação aumenta sobre a parte central e norte do NEB enquanto diminui sobre
a parte sul. Por exemplo, chove mais sobre o médio e baixo São Francisco -foz- e menos sobre o
Alto São Francisco – cabeceiras. Isso não aconteceu nos anos de 1984 e 1985, quando os totais
pluviométricos trimestrais chegaram a 1100 mm na costa leste.
Grande área que vai desde o norte do Nordeste até a sua parte sul, apresentou precipitação
trimestral em torno de 100 mm em Julho a Setembro de 1983 devido mínimos valores de fluxo de
calor latente, que foi aproximadamente igual aos anos de 1984 e 1985, sendo que neste último a
costa leste e norte tiveram seus valores aumentados para até 700 mm devido fluxo de calor latente
sobre o local.
Em Outubro/Dezembro de 1983 a 1985 as precipitações tornam a diminuir no NEB, exceto
sua parte Sul do NEB que sofre a influência do regime da região sudeste do Brasil e das ZCAS.
Fluxo de Calor Sensível
É a quantidade de calor utilizada para aquecer o ar. O fluxo de calor sensível ou troca
turbulenta de calor aumenta do Equador para os pólos sobre os oceanos. Ao contrário, o fluxo de
calor sensível das superfícies é maior nas zonas subtropicais e diminui tanto em direção aos pólos
quanto em direção ao Equador.
A mais considerável troca de calor sensível ocorre nos desertos tropicais, onde há mais de 60
Kly por ano transferidos para a atmosfera. A mais baixa quantidade ocorre nas áreas de correntes
frias, onde há calor sensível negativo, visto que as massas de ar quente continentais movem-se ao
longo das correntes frias, transferindo energia para os oceanos (BARRY e CHORLEY, 1976).
Assim como o albedo os padrões espaciais do fluxo de calor sensível não são apresentados
aqui. Entretanto, todos os trimestres estudados foram analisados e as características mais marcantes
são descritas abaixo.
De Outubro a Dezembro de 1982, devido às configurações do El Niño que ocorre nesse
mesmo período, há altos valores de fluxo de calor sensível sobre o Nordeste, chegando a 120 W/m 2.
Enquanto, em 1984 e 1985, anos de La Niña, o valor máximo atingiu aproximadamente 100 W/m2
sobre o semi-árido nordestino.
No trimestre de Jan/Mar em 1983, o fluxo de calor sensível diminuiu, sendo de zero a valores
negativos abaixo de 18ºS de latitude, aumentando esse valor para 35 W/m2 em 1984. Com o
Atlântico aquecido em 1985 o fluxo de calor sensível volta a diminuir chegando ao valor máximo
de 10W/m2, aumentando novamente em 1986.
De abril a junho de todos os anos do estudo, o fluxo de calor sensível neste trimestre foi
menor que no anterior. Em 1984 os valores diminuíram em relação ao ano anterior, chegando a
5W/m2 em algumas partes da costa do NEB, e na parte central os valores foram maiores.
Os trimestres de Jul / Set de 1983,1984 e 1985 tiveram aproximadamente a mesma
configuração. Houve alta variabilidade sobre a região, de 10 W/m2 na parte norte à 90 W/m2 na
parte central. O mesmo ocorreu para o campo de calor latente em que a variação de valores foi alta
mas existiu a formação de um núcleo de valor mínimo, enquanto o calor sensível foi máximo. Isso
mostra que a precipitação foi mínima porque a maior parte do calor (energia) disponível serviu para
aquecer o ar e não para a condensação na atmosfera e conseqüente precipitação.
CONCLUSÃO
Durante Julho a Setembro apresentou-se valores máximos de albedo devido ao fatores como
baixo teor de umidade do solo, já que neste trimestre ocorre o período seco em grande parte da
região com umidade do ar e cobertura de nuvens baixa. O núcleo de máximo valor de albedo
persistiu no trimestre de Outubro a Dezembro e início de Janeiro. Já nos trimestres de Janeiro a
Março e de Abril a Junho os valores apresentaram pequena diminuição em toda a região devido a ao
período chuvoso, maior cobertura de nuvens, umidade de ar e umidade do solo. A variabilidade é
pequena ao longo de todo período estudado.
Durante o verão, ocasionados pela forte convergência à superfície, o que se relaciona com
altos totais pluviométricos nos locais, ocorre máximo fluxo de calor latente e altos valores de
precipitação. Posteriormente, ocorreu uma pequena diminuição nos valores de calor latente devido o
inverno do Hemisfério Sul, mas um fato interessante ocorreu em Julho/Setembro de 1983, quando o
Atlântico equatorial apresentou valor máximo de fluxo de calor latente de 580 W/m2. Em
janeiro/março de 1985 e 1986 o aquecimento do Atlântico implicou em um considerável aumento
de fluxo de calor latente no local e conseqüentemente o aumento da precipitação sobre o continente.
De Outubro a Dezembro de 1982, período de ocorrência de um El Niño, a costa litorânea da
parte norte e central do Nordeste apresentaram nesse trimestre um total de precipitação abaixo da
média. Já com o aquecimento das águas do Atlântico, a precipitação aumentou sobre todo Nordeste
e em 1986 ocorreu o mesmo devido o resfriamento das águas do Pacífico. Em Outubro/Dezembro,
tendo como exemplo os anos de 1983 a 1985, as precipitações foram baixas (período seco) no NEB,
exceto na sua parte Sul que sofre a influência do regime da região sudeste do Brasil e das ZCAS. A
precipitação sobre o Nordeste é menor durante eventos de aquecimento das águas do Pacífico (El
Niño) e maior com o aquecimento das águas do Atlântico. Ao comparar os trimestres em que
ocorreram o resfriamento do Pacífico e o aquecimento do Atlântico, notou-se que foi um pouco
maior os totais pluviométricos trimestrais influenciados pela alta temperatura do Atlântico.
Durante períodos de El Niño há altos valores de fluxo de calor sensível. De Abril a Junho, em
todos os anos do estudo, o fluxo de calor sensível neste trimestre foi menor que o anterior. Os
trimestres de Julho a Setembro de 1983, 1984 e 1985 tiveram aproximadamente a mesma
configuração. Houve alta variabilidade sobre a região, de 10 W/m2 na parte norte à 90 W/m2 na
parte central. Isso ocorreu porque a precipitação foi pequena e a maior parte do calor (energia)
disponível serviu para aquecer o ar e não para a condensação na atmosfera e conseqüente
precipitação. O fluxo de calor sensível é maior sobre o NEB quando o Pacífico está aquecido.
Quando o Atlântico está aquecido é menor a quantidade de calor sensível.
Esses parâmetros associados mostram a forte relação entre essas variáveis e como isso
interfere na precipitação sobre o Nordeste do Brasil, principalmente em situações de aquecimento
ou resfriamento dos oceanos Atlântico e Pacífico e pareceu ser maior a contribuição das anomalias
positivas de TSM do oceano Atlântico tropical para o aumento de precipitação sobre o Nordeste.
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