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Aspectos Climáticos do Nordeste Brasileiro
 CCaappííttuulloo
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1. INTRODUÇÃO
A história do Nordeste brasileiro (NEB) está intimamente ligada à história da seca. A falta d’água
necessária à subsistência do homem do campo é uma faceta do problema; uma outra, que também deve
ser destacada, não tem propriamente natureza climática, mas econômica e social. Os efeitos da seca se
apresentam sob várias formas, seja pelo aumento do desemprego rural, pobreza e fome, seja pela
subseqüente migração das áreas afetadas.
A adversidade do clima, aliada à anaptidão do homem para superá-la, resultou sempre em trágicas
conseqüências para a população atingida, cujos suportes econômicos básicos, a agricultura e a pecuária,
são dimensionados invariavelmente para os anos mais chuvosos.
Muito se tem estudado sobre os vários aspectos do clima do NEB no sentido de uma melhor
compreensão acerca dos fatores determinantes de suas condições anômalas.
A meteorologia empreende a várias décadas tentativas de desenvolver métodos científicos capazes
de prever o clima da região, seja por métodos estatísticos ou métodos baseados na fenomenologia física.
Muitos progressos já tem sido alcançados na compreensão da interação oceano-atmosfera. Entretanto, os
mecanismos dinâmicos intervenientes não estão propriamente identificados, devido ao nosso ainda tão
limitado conhecimento frente a fenômenos de tão grande complexidade.
2. ASPECTOS DA GRANDE ESCALA DA CIRCULAÇÃO ATMOSFÉRICA
RELACIONADOS AO CLIMA DO NORDESTE BRASILEIRO.
Era de se esperar que, por sua posição geográfica (1o – 18o S, 36o – 47o W), o NEB apresentasse
uma distribuição pluviométrica semelhante a de regiões próxima ao Equador; Entretanto, a precipitação
média anual sobre a região, a qual se encontra ao leste de uma grande floresta tropical, a Amazônica, é
bem menor que a precipitação média equatorial (Moura & Shukla, 1981). A região tem um clima típico
das regiões semi-áridas, apresentando em quase toda a sua totalidade baixos índices pluviométricos
(menores que 800 mm) e estação chuvosa bem definida, concentrada em poucos meses.
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Essa semi-aridez parece ser determinada, primordialmente, pela circulação geral da atmosfera, ou
seja, um fenômeno externo à região. Neste sentido, consideram-se duas circulações de escala planetária
responsáveis pelas enormes variações espaciais do clima entre regiões situadas a uma mesma latitude –
as de sentido leste-oeste (Walker) e norte-sul (Hadley).
É um fato amplamente aceito que as circulações tropicais de escala global são, em grande parte,
controladas pelos sumidouros e fontes de calor nos trópicos (aquecimento diabático ocasionado
principalmente pela liberação de calor latente devido à convecção cúmulus).
As regiões que visualmente constituem as fontes de calor latente são as regiões tropicais da
Indonésia/Norte da Austrália, da África e Amazônia, que se apresentam, em média, com máxima
cobertura de nuvens, especialmente durante o verão do Hemisfério Sul (HS); por outro lado as regiões de
sumidouro de calor localizam-se nas regiões tropicais do Atlântico e Pacífico (Krishnamurti et alii, 1973;
Newel et alii, 1974; WMO, 1985; Kayano, 1987).
Das fontes de calor citadas, a região da Indonésia é, no globo, a de maior atividade convectiva. O
ar quente e úmido sobre esta região sofre intenso movimento ascendente desloca-se nos altos níveis para
leste, onde se resfria, indo subsidir na região do Pacífico Subtropical Leste, perto da América do Sul. Essa
massa de ar seco desloca-se então para a região de origem, desta vez em baixo níveis, esquecendo-se
durante o percurso. Este ciclo fechado sobre o Pacífico recebe o nome de “Célula de Walker” e faz
parte da circulação de mesmo nome, que atua na direção leste-oeste sobre a faixa tropical e subtropical
do planeta.
A Figura 4.1 ilustra esquematicamente no plano vertical e nas latitudes equatoriais, as circulações
leste-oeste bem como as áreas de fonte de calor.
Figura 4.1 - Diagrama esquemático das circulações atmosféricas de grande escala (célula de Walker)
(Fonte: Houghton, 1985)
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Observam-se nas regiões de movimentos ascendentes (nos tópicos), baixas pressões ao nível do
mar, convergência nos baixos níveis e circulação ciclônica. De modo contrário, as regiões de subsidência
(nos subtrópicos) são caracterizadas por altas pressões, movimentos divergentes em baixos níveis e
circulação anticiclônica. A massa de ar que se desloca de leste para oeste, próxima à superfície, na região
equatorial, constitui os ventos alísios que, no caso do Pacífico Sul, sopram de sudeste.
A circulação anticiclônica é também responsável pela Corrente Marítima de Humbolt, que costeia a
América do Sul arrastando águas frias das latitudes sub-antarticas para a região equatorial (Figura 4.2).
Quando atinge o Equador, a corrente é desviada para o oeste chamando-se, então, Corrente Equatorial,
que vai sendo progressivamente aquecida para, já como corrente de águas quentes, ser finalmente
desviada para regiões polares onde volta a se esfriar, completando o ciclo.
Figura 4.2: Célula de Walker com ascensão do ar quente e úmido sobre a Amazônia e sua
descida lenta (subsidência) sobre o Atlântico Tropical e o Nordeste do brasil
(Fonte: Ciência Hoje, 1985).
A segunda das três principais células formadoras da Circulação de Walker está localizada sobre o
Atlântico. A Floresta Tropical Amazônica constitui-se numa área de intenso movimento ascendente. O
ramo descendente desta célula situa-se sobre o Atlântico Subtropical Sul e, ao incluir o Nordeste, atua
sobre a região inibindo a formação de chuvas.
Similarmente às fontes de calor da circulação leste-oeste, existe sobre o Atlântico Equatorial uma
faixa latitudinal denominada Zona de Convergência Intertropical (ZCIT), local de intensos movimentos
ascendentes de ar, alta nebulosidade e precipitação: seus ramos descendentes situam-se sobre as
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latitudes subtropicais de ambos os hemisférios. Esta circulação, que se dá na direção norte-sul, é
conhecida como Circulação de Hadley, e embora distinta da de Walker para fins didáticos, não pode ser
efetivamente separada, vez que as duas geralmente ocorrem simultaneamente.
As principais causas das secas no NEB parecem ter origem externa, porém a semi-aridez da região
é provavelmente acentuada por características locais, tais como o albedo (alta refletividade de sua crosta)
e a topografia (Ciência Hoje, 1985). Segundo Charney (1975), um alto albedo, conseqüência de
inexistência de vegetação, desenvolve um mecanismo de perpetuação das condições desérticas, vez que
o contraste térmico resultante entre a atmosfera sobre a região mais fria (em função da maior
refletividade do solo) e a de suas adjacências (mais quentes devido ao menor albedo) induz uma
circulação friccionalmente controlada, a qual importa calor nos altos níveis e mantém o equilíbrio através
de movimentos descendentes (Gomes, 1979) que, por sua vez, e no caso específico do NEB, intensificam
os outros movimentos de subsidência associados à crculação Hadley-Walker.
3. VARIAÇÕES SAZONAIS DA PRECIPITAÇÃO
O curso sazonal da precipitação na maior parte do NEB é caracterizado pela sua concentração em
poucos meses, o que torna a estação chuvosa bem definida (Figura 4.3). As partes norte e central do NEB
(Ceará, oeste do Rio Grande do Norte e interior dos Estados da Paraíba e Penambuco) incluem o semi-
árido e apresentam máxima precipitaçãodurante março e abril (Aldaz, 1971), coincidente com a posição
mais sul da ZCIT (Ratisbona, 1976) e com o aparecimento de Linhas de Instabilidade (LI).
As áreas da costa leste (do leste do Rio Grande do Norte até o sul da Bahia) recebem a máxima
precipitação durante maio e junho, e são influenciadas pelo escoamento médio e brisas terra-mar
(Ramos, 1975), pelos aglomerados convectivos que se propagam para oeste (Yamazaki e Rao, 1977),
pelos vórtices ciclônicos de ar superior (VCAS) (Kousky e Gan, 1981) e pelos remanescentes dos sistemas
frontais na parte sul.
A concentração de chuvas no setor sul (interior da Bahia) ocorre de novembro a março, com um
máximo em dezembro e está associada com as incursões dos sistemas frontais na direção equatorial.
Existem ainda certas regiões cujos regimes de precipitação apresentam dois máximos anuais,
resultantes da existência de distúrbios de escala sinótica que atuam em época distintas. Isto ocorre no
setor centro-norte da Bahia (dezembro e março) e no seu litoral (dezembo e maio) (Strang, 1972;
Kousky, 1979).
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Figura 4.3 - Distribuição espacial do mês no qual a precipitação média mensal
atinge o máximo. Dados do período 1931 – 1960. (Fonte:
Kousky, 1979).
3.1. A ZONA DE CONVERGÊNCIA INTERTROPICAL (ZCIT)
Reconhece-se como mecanismo organizador de conveccção nas porções norte e central do NEB a
proximidade da ZCIT. Esta zona é um verdadeiro cinturão de baixa pressão formado sobre os oceanos
equatoriais e é assim denominada por se tratar da faixa para onde os ventos alísios dos dois Hemisférios
convergem, constituindo uma banda de grande convecção, altos índices de precipitação e movimento
ascendente. Ela se aproxima de sua forma quase linear sobre o Oceano Atlântico, (Figura 4.4), onde se
apresenta, geralmente, como uma faixa latidudinal bem definida de nebulosidade, onde interagem entre
si a Zona de Confluência dos Alísios (ZCA), o Cavado Equatorial, a zona máxima Temperatura da
Superfície do Mar (TSM) e a banda de máxima cobertura de nuvens convectivas, não necessariamennte a
uma mesma latitude, mas muito próximos uns dos outros (Uvo, 1989).
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A verdade é que o conjunto acima, como um todo, tem um deslocamento meridional durante o
ano, podendo a ZCIT ser representada pelo deslocamento de apenas um dos elementos integrantes,
devido a alta correlação existentes entre eles. É comum considerar o deslocamento da banda de máxima
cobertura de nuvens como respresentativo do movimento da ZCIT (Figura 4.5).
Era de se esperar que a ZCIT se situasse sobre o Equador, porém, devido a maior parte dos
continentes se encontrar no Hemisfério Norte (HN) e a cobertura de gelo ser maior na Antártica, a faixa
de água do mar e ar mais aquecidos se localiza não no Equador geográfico, mas ao norte dele, no
chamado Equador Meteorológico, região esta onde aa ZCIT permanece grande parte do ano. Ela se
desloca na direção meridional, entre 14o N e 02o S de latitude, seguindo, com certo atraso, o movimento
intra-anual do sul (Climanálise, 1986).
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Figura 4.4 - Imagens do Satélite METEOSAT no Canal Infra-vermelho no Dia 06 de
fevereiro às 15:00hs mostrando a Influência da ZCIT sobre a Precipitação
do Nordeste Brasileiro. a) Global b) Setorizada.
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Figura 4.5 - Posição geográfica média do eixo de nebulosidade convectiva (indicativo da posição da Zona
de Convergência Intertropical-ZCIT) sobre o Oceano Atlântico de 00o W a 45o W, estimada
nas imagens do canal infra-vermelho do satélite METEOSAT, médias de cinco dias
indicadas na figura para ABRIL/89. As posições geográficas de Fortaleza e dos Rochedos
de São Paulo estão indicadas na figura com as siglas F e RSPSP, respectivamente. (Fonte:
ORSTOM/DAKAR)
As variações sazonais da precipitação no setor norte do NEB parecem estar intimamente ligadas às
oscilações latitudinais da ZCIT sobre o atlântico, sendo a estação chuvosa coincidente com a posição mais
ao sul que a ZCIT atinge durante os meses de março a abril. A medida que essa começa o seu retorno
para o HN, atingindo sua máxima posição norte em agosto e setembro, o ar ascende sobre a ZCIT e
descende sobre o Atlântico Subtropical Sul, criando condições pouco propícias à formação e nuvens sobre
a região (estação seca).
3.2. LINHA DE INSTABILIDADE (LI)
As brisas marítimas e terrestres (Figura 4.6) são circulações locais que ocorrem em resposta ao
gradiente horizontal de pressão que, por sua vez, é provocado pelo contraste de temperatura diário entre
oceano e continente (Chandler, 1972 e Hawkins, 1977).
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Figura 4.6 – Diagrama esquemático de: (a) brisa marítima ou lacustre e (b) brisa
terrestre. Os símbolos D z1 e D z2 apresentam a espessura sobre a
água e sobre a terra, respectivamente, para a camada p1 ® p2 .
(Fonte: Cavalcanti, 1982).
Uma das características da brisa marítima consiste na formação de uma linha de Cumulonimbus
(Cbs) ao longo do extremo norte-nordeste da América do Sul, que pode se propagar como uma LI,
ocasionando chuvas nas áreas anterores do continente; o grau de penetração pode ser maior que 100
km, dependendo do escoamento de grande escala (Kousky, 1980). Este desenvolvimento ao longo da
costa sofre variação sazonal tanto na localização como na freqüência de aparecimento (Figura 4.7).
Variações na intensidade também ocorrem no decorrer do ano.
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Figura 4.7 – Localização da linha de Comulunimbo (área hachuradas) e nebulosidade da ZCIT
(áreas claras indicando nuvens) para o período de janeiro, abril, julho e dezembro.
(Fonte: Cavalcanti, 1982).
Os fenômenos de grande escala reforçaram ou inibem os efeitos provocados pelas circulações
locais (Riehl, 1979). Uma série de distúrbios de escala sinótica (1000 a 7000km) influenciam diretamente
essas circulações no sentido de aumentar (ou diminuir) suas atividades. Entre estes sistemas podemos
criar o deslocamento de massa de ar frio para regiões mais quentes formando zonas frontais e a mudança
sazonal de ar frio para regiões mais quentes formando zonas frontais e a mudança sazonal do
escoamento atmosférico nos centros de pressão e da posição da ZCIT. As Lis são mais freqüentes ao
norte do Equador no inverno e primavera do HS, embora as mais intensas ocorram, em geral ao sul do
Equador durante o verão e outono do HS, quase sempre associadas à intensa atividade convectiva da
ZCIT. Nos meses em que não há desenvolvimento da linha convectiva na costa Norte-Nordeste do Brasil,
a ZCIT está deslocada para a sua posição mais ao norte ou há forte convergência na parte oeste do
continente produzindo movimento subsidente e ausência de precipitação na costa Norte-Nordeste do
Brasil.
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Os sistemas frontais oriundos do continente sulamericano podem, em alguns casos, apresentar
uma localização no sentido sudeste-noroeste em latitudes mais ao norte, o que influencia a formação de
Lis, pelo aumento de convergência na costa (Cavalcanti, 1982).
Embora o desenvolvimento das Lis associadas à brisa marítima sejam dependentes da localização e
intensidade de sistemas sinótios, tal atividade convectiva pode, em alguns casos, formar-se isoladamente
sob influência apenas da diferença de aquecimento superficial diurno (Cavalcanti, 1982; Hubert et alli,
1969; Seha, 1974; Grubep, 1972).
3.3. FRENTES FRIAS
Zonas frontais, sistemas frontais, ou simplesmente frentes são regiões de descontinuidadetérmica
separando duas massas de ar de características diferentes. São, em geral, delgadas zonas de transição
entre uma massa de ar quente (menos densa) e uma de ar frio (mais densa). O deslocamento relativo
das massas de ar é que define a denominação; frente fria, por exemplo, é aquela no qual o ar frio
proveniente de altas e médias latitudes avança em direção ao ar quente, empurrando para cima,
provocando sua ascenção e posterior condensação (Gedzelman, 1985).
Figura 4.8 – Secção transversal esquemática das frentes e da movimentação das massas de
ar associadas. As iniciais representam os tipos de nuvens (Ci-cirrus, Cu-
Cumulonimbus, NS-Ninbustratum, Cs-Cirrostratus e Sc-stratocumulus).
(Fonte: Houghton, 1985).
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A penetração de sistemas frontais no NEB ocasiona prolongados períodos de chuvas no centro-
sul da Bahia e desempenham um importante papel no seu regime de precipitação, cujo máximo é atingido
nos meses de dezembro e janeiro. Sabe-se ainda que, remanescentes desses sistemas podem também
organizar alguma atividade convectiva ao longo da costa original do NEB, durante o outono e inverno,
ocasionando um acréscimo de precipitação na região (Kousky, 1979).
Figura 4.9 - Diagrama esquemático indicando a posição mais ao norte de sistemas frontais os quais
afetam o Norteste e a nebulosidade convectiva associada a eles. (Fonte: oliveira, 1986).
Figura 4.10 - Imagens do Satélite METEOSAT no canal infra-vermelho do dia 16 de março de 1991 às
15:oohs. Mostrando a incursão de uma frente fria no Nordeste brasileiro. A) Global; b)
Setorizada. (Fonte: FUNCEME).
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3.4. AGLOMERADOS CONVECTIVOS: DISTÚRBIOS ATMOSFÉRICOS
DE LESTE PROVENIENTES DO ATLÂNTICO SUL TROPICAL.
Ao longo da costa oriental do NEB, desde o leste do Rio Grande do Norte até o sul da Bahia, o
máximo pluviométrico ocorre durante os messes de maio e junho (Kousky, 1979). Os mecanismos
associados à produção da precipitação neste setor do NEB parecem ser os agrupamentos convectivos
detectadas por Yamazaki e Rao (1977) sobre o Atlântico Tropical Sul. A periodicidade associada a esses
distúrbios foi de vários dias, com uma velocidade média de propagação de cerca de 10 m/s (10o longitude
por 1 dia).
Estas perturbações, conhecidas como “Ondas de Leste” são semelhantes as que se propagam no
HN. A situação no Atlântico Sul é, entretanto, distinta daquela, vez que em nenhuma estação do ano as
perturbações se desenvolvem em ciclones ou mesmo em intensas perturbações tropicais (Yamazaki and
Rao, 1977).
Figura 4.11 – Regiões prováveis de ocorrer propagação dos distúrbios
leste. (Fonte: Yamazaki and Rao, 1977)
Ainda segundo Yamazaki and Rao (1977), estes distúrbios originam-se na costa da África e
deslocam-se até a costa brasileira; em alguns casos aparecem até mesmo adentar um pouco sobre o
continente sulamericano. Outra observação feita é que, ratificando estudos feitos por Wallace, estes “
Distúrbios de leste” surgem somente durante o inverno do HS, período coincidente com a estação do
setor leste do NEB.
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Figura 4.12 - Imagens setorizadas do Satélite METEOSAT no canal infra-vermelho mostrando a incursão de
“distúrbios de leste” no Nordeste Brasileiro nos dias: a) 01 de julho de 1990, b) 02 de julho de
1990, e c) 03 de julho de 1990. (Fonte: FUNCEME).
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3.5. VÓRTICES CICLÔNICOS DE AR SUPERIOR (VCAS)
As estações chuvosas dos setores norte e leste do NEB que, climatológicamente apresentam os
máximos em março-abril emaio-junho, respectivamente, são influenciadas, além de outros, por vários
sistemas meteorológicos transientes que atuam como forçantes para organizar a convecção nessas
regiões. Um desses sistemas é o VCAS (Kousky e Gen, 1981).
Figura 4.13 - Imagens do satélite METEOSAT no canal infra-vermelho no dia 02 de fevereiro de 1991 às
15:00hs. Mostrandoa influência de um VCAS na precipitação no Nordeste Brasileiro.
a) Setorizada e b) Global. (Fonte: FUNCEME).
Kousky e Gan (1981) utilizando campos de ventos e 200 hPa e imagens dos satélites SMS/ GOES e
NOAA-5 dos canais visível e infra-vermelho analisaram os VCAS procurando conhecer sua gênese,
propagação, climatologia e seus efeitos sobre as condições de tempo no Brasil.
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Esses vórtices formam-se sobre o Atlântico Sul principalmente durante o verão do HS (sendo
janeiro o mês de atividade máxima) e adentram freqüentemente nas áreas continentais próximas a
salvador (13o S, 38o W) tendo um efeito pronunciando na atividade convectiva sobre o NEB. Os VCAS
geralmente se concentram entre 25o – 45o W e 10o – 25o S, região correspondendo ao eixo médio do
cavado de 200 hPa sobre o Atlântico durante o verão do HS (Gan, 1983).
As “baixas frias da alta troposfera” (ou VCAS) constituem sistemas de baixa pressão, cuja
circulação ciclônica fechada caracteriza-se por baixas temperaturas em seu centro (com movimento
subsidente de ar seco e frio) e temperaturas mais elevadas em suas bordas (com movimento ascendente
de ar quente e úmido) com relação às características de tempo relacionadas a estes sistemas, observam-
se condições de céu claro nas regiões localizadas abaixo de seu centro e tempo chuvoso nas regiões
abaixo de sua periferia (Figura 13.14). Em geral as partes sul e central do NEB apresentam diminuição de
nebulosidade à medida que o vértice se move para a costa; a parte norte, por sua vez, experimenta um
aumento de nebulosidade associada a chuvas fortes.
Figura 4.14 - Ilustração esquemática de nuvens médias e altas associadas ao VCAS.
(Fonte: Kousky e Gan, 1981).
Comparando as configurações da circulação a 200 hPa, observa-se que o escoamento é mais
meridional para latitudes baixas durante o verão do HS (período de maior freqüência dos VCAS),
enquanto para os meses de inverno do HS, as linhas de corrente apresentam-se mais zonais (Figura
4.16). O caráter meridional deste escoamento é resultado de um grande aquecimento sobre a América do
Sul, África e Oceania que induz o desenvolvimento de fortes anticiclones nos altos níveis sobre os três
continentes e cavados sobre as áreas oceânicas vizinhas (Kousky e Gan, 1981).
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Figura 4.15 - Nebulosidade associada com: a) VCAS estacionário b) VCAS movendo-
se para o oeste. (Fonte: Kousky e Gran, 1981).
Figura 4.16 - Linhas de corrente representativas o escoamento médio. (Fonte:
Kousky e Molion, 1981).
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Figura 4.17 - Esquema da seção transversal de um VCAS. (Fonte: Kousky e Gan, 1981).
Os mecanismos de formação dos VCAS de origem tropical não são totalmente conhecidos. No
entanto, Kousky e Gan (1981) sugerem que a penetração de sistemas frontais, devido a forte advecção
quente que os procede, induzem a formação dos VCAS, especialmente nas baixas e médias latitudes. Esta
advecção amplifica a crista de nível superior, e consequentemente o cavado a leste formando, em pultima
instância, um vórtice ciclônico sobre o Atlântico (Figura 4.18).
Figura 4.18 - Seqüência esquemática para a formação de um VCAS no Atlântico Sul. (Fonte: Kousky e Gan,
1981).
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4. VARIAÇÃO INTERANUAIS
A precipitação no NEB apresenta, além das variabilidades sazonais grandes flutuações interanuais
que são mais acentuadas (variabilidade relativa superior a 40%) no semi-árido (Kousky, 1979). Isto causa
extremos climáticos caracterizados por secas severasou enchentes com sérios efeitos econômicos e
sociais para a população local. Assim, desde o início do século o clima NEB tem sido investigado e
apontado alguns de seus aspectos relacionados com as causas dinâmicas da grande variação ano-a-ano.
4.1. INFLUÊNCIA DO HEMISFÉRIO NORTE
Nobre (1984) analisou para diversos períodos a inter-relação entre fontes anômalas de calor nos
tópicos e a propagação meridional (norte-sul) de energia por ondas de escala planetária. Os campos de
desvios de vorticidade (medida de rotação de um fluído) vento e TSM, sobre o oceanos Atlântico e
Pacífico, apresentam características distintas durante os períodos chuvosos e secos do NEB.
Configurações semelhantes a trens de ondas foram encontradas. Uma delas inclui o centro do
Atlântico Tropical (padrão Atlântico Norte – Leste Asiático/ANLA) e atinge a costa leste da Ásia,
contornando o Polo Norte pela Europa. Uma outra inclui o centro do Pacífico Equatorial (padrão Pacífico
Central-Leste EUA/PCLE), descreve um grande circulo e atinge a costa leste da América do Norte. Uma
terceira configuração (Padrão Cinturão Circumpolar/CCP), observada no HN, constitui-sede alternâncias
de centros de vorticidade positiva e negativa em torno da latitude de 50o N.
Conclui-se que, a existência dessas configurações e a variabilidade da precipitação no NEB são as
respostas remota e local da ocorrência de anomalias de TSM positivas (negativas) ao norte e negativas
(positivas) ao sul, no Oceano Atlântico Equatorial, e relacionam-se a anos secos (chuvosos) no norte do
NEB. Em relação às configurações de ondas de escala global observa-se que a configuração CCP anecede
as outras duas (ocorre geralmente em outubro-novembro). A configuração ANLA, que ocorre
principalmente em dezembro-janeiro, encontra-se mais nítida durante os episódios de seca e parece
explicar melhor a variabilidade da pluviometria sobre o NEB do que a configuração PCLE que apresentou
menor ocorrência temporal relacionada a essa precipitação.
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a)
b)
Figura 4.19 - Desvios da circulação média na troposfera superior. Ar regiões marcadas com pequenos círculos
indicam circulação circlônica (baixa pressão) e as com pequenos “ v “, circulação anticiclônica
(alta pressão). a) Meses de dezembro de 1969, novembro de 1971, dezembro de 1975 e
dezembro de 1979, que precederam a ocorrência de secas no Nordeste. b) Meses de dezembro
de 1963, dezembro de 1972 e janeiro de 1974, que precederam a ocorrência de anos chuvosos
no Nordeste. (Fonte: Nobre, 1984).
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4.2. PRESSÃO AO NÍVEL DO MAR (PNM) NO ATLÂNTICO TROPICAL
A variabilidade dos sistemas de altas pressões subtropicais do Atlântico Norte (AAN) e Sul (AAS)
está diretamente relacionado com o deslocamento meridional da zona de máxima nebulosidade
convectiva sobre o Atlântico Oeste, associada a ZCIT.
Hastenrath e Heller (1977) mostraram que a escassez e excesso de chuvas no semi-árido
nordestino estão ligados a esta variabilidade. Em anos chuvosos, o anticiclone do Atlântico Norte (alta dos
Açures) está mais intenso que o normal, assim como os ventos alísios de nordeste, fazendo com que a
ZCIT seja “empurrada” para posição mais ao sul. Em anos de seca o inverno ocorre, ou seja, o anticiclone
do Atlântico Sul e os ventos sudeste estão mais intensos, de modo que a ZCIT é deslocada para posições
mais ao norte (Climanálise, 1986).
Figura 4.20 – Aspectos de grande escala da circulação atmosférica e típica da distribuição de TSMs no Atlântico
para: a) anos chuvosos e b) anos de seca no Nordeste. A área bachurada indica a posição média
da ZCIT e a linha pontilhada, o eixo de confluência dos ventos alísios de ambos os hemisférios. O
“A” estilizado representa a alta pressão subtropical e as linha grossas com flexas indicam a
intersificação dos ventos alísios. (Fonte: Nobre and Molion, 1986).
 Cap. 4 Aspectos Climáticos do Nordeste Brasileiro
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O dipolo de PNM observado em anos chuvosos, com anomalias negativas no Atlântico Sul e
positivas no Atlântico Norte, é função do dipolo de TSM.
Figura 4.21 – Pressão ao nível do mar em Abril/89, analisada numa grade de 5o em projeção
Mercator para visiualização. O intervalo entre os contornos é de 2 hPa : 1000
hPa devem ser domados aos números indicados nos contornos. (Fonte:
CAC/NWS).
4.3. TEMPERATURA DA SUPERFÍCIE DO MAR (TSM)
Anomalias de grande escala na circulação atmosférica sobre o Atlântico e nas temperaturas da
superfície deste oceano modificam significativamente a posição da ZCIT que, em anos de grande
precipitação, localiza-se ao sul de sua posição normal.
De um modo geral, para anos chuvosos, as anomalias do Atlântico Subtropical Sul são positivas
enquanto as do Atlântico Subtropical Norte são negativas, indicando um maior aquecimento anômalo da
superfície do mar no Hemisfério Sul. Em anos secos, o “dipolo de temperatura”, com esta
configuração é conhecida, se inverte apresentando anomalias de TSM positivas no Hemisfério Norte.
 Cap. 4 Aspectos Climáticos do Nordeste Brasileiro
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Figura 4.22: Composição do período março-abril para casos secos e chuvosos da
anomalia de TSM em 0,1o C. A área sombreada indica valores positivos.
(Fonte: Hastenrath e Heller, 1977).
Correlacionando índices de precipitação no Ceará com as médias mensais de temperatura da
superfície do mar no Oceano Atlântico Sul, MARKHAM et alii (1977) consideraram ser possível prever a
qualidade da estação chuvosa.
 Cap. 4 Aspectos Climáticos do Nordeste Brasileiro
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Moura & Shukla (1981) utilizando um modelo numérico (equações que mostram o comportamento
da atmosfera no tempo e no espaço) procuraram explicar os possíveis mecanismos da ocorrência da seca
e enchentes sobre o NEB. A presença de anomalias quentes de TSM ao norte do Atlântico Tropical e
anomalias frias de TSM ao sul, produz um efeito combinado de subsidência termicamente forçada,
reduzida evaporação e divergência de fluxo de umidade sobre o NEB e adjacências que, como
conseqüência, causa condições de seca severa sobre a região. Foi sugerido que esses eventos extremos
poderiam ser previstos através do monitoramento da TSM, pois suas anomalias persistem por vários
meses. Outro estudo que analisou as correlações lineares entre os desvios normalizados de precipitação
anual sobre o NEB e anomalias de TSM em áreas compreendidas no Atlântico Norte e Sul foi o de Rao et
alli, (1986). As correlações encontradas indicaram que baixa precipitação sazonal sobre o NEB está
associada com anomalias positivas de TSM no Atlântico Norte (NA) e anomalias negativas no Atlântico Sul
(AS).