Clima

Aspectos do Ciclo Sazonal do Clima da Baía de Todos os Santos

O clima da Baía de Todos dos Santos (BTS) é caracterizado como tropical-úmido com marcante ciclo sazonal. De acordo com os registros da estação meteorológica de Ondina, Salvador, localizada na entrada da baía, do Instituto Nacional de Meteorologia (INMET), as médias anuais de temperatura do ar na superfície, umidade relativa do ar na superfície, precipitação e evaporação na superfície são, respectivamente, 25,2oC, 80%, 2.100 mm e 1.002 mm.

As maiores temperaturas ocorrem em janeiro, fevereiro e março, ao redor de 30oC, principalmente devido à maior incidência de radiação solar durante o verão do Hemisfério Sul. As menores temperaturas ocorrem em julho, agosto e setembro, entre 21oC e 22oC, associadas à menor quantidade de radiação incidente e à entrada de frentes frias, ou seus vestígios, provenientes do sul. A umidade relativa possui pouca variabilidade sazonal, atingindo o máximo de 83% em maio e o mínimo de 79%.

A variação sazonal de umidade relativa está intimamente associada à precipitação. A estação chuvosa na BTS ocorre em abril, maio e junho com precipitação ao redor de 300 mm/mês e define o período mais úmido. Nesses meses, chove aproximadamente 40% do total acumulado no ano. Nos outros meses do ano, a precipitação é bem menor e bem distribuída com valores maiores que 120 mm/mês, de forma que não há um período seco com ausência de chuvas como encontrado em regimes semi-áridos.

A evaporação na estação de Ondina é maior nos meses mais secos e menor nos meses mais chuvosos. Em janeiro, mês de menor precipitação, a evaporação atinge um máximo de quase 95 mm, e em maio-junho, meses de maior precipitação, ela atinge seu mínimo. A evaporação é controlada pela intensidade dos ventos, pela radiação solar incidente e pela umidade relativa do ar. Quanto maior essas grandezas são, mais intensa é a evaporação.

O ciclo sazonal da temperatura máxima, temperatura média, temperatura mínima, precipitação e umidade relativa está apresentado na Figura 1 a partir de dados da estação de Ondina.

Figura 1. (a) Climatologia mensal da umidade relativa (%) representada por barras e temperaturas máximas, médias e mínimas (oC) representadas pelas linhas sólida, tracejada e tracejada com ponto, respectivamente; e (b) climatologia mensal da precipitação (mm/mês) representada por barras e evaporação (mm/mês) representada pela linha sólida registradas pela estação meteorológica de Ondina para o período de 1961-1990 (INMET, 1992).

O ciclo sazonal do clima na BTS está associado a fenômenos regionais e remotos com diversas escalas espaciais e temporais e sua descrição é complexa. Sucintamente, o fenômeno mais importante responsável pela estação chuvosa na BTS é a convergência de ar úmido dos ventos alísios de leste que se instala sobre toda a costa leste do Nordeste (Molion e Bernardo, 2002; Chaves 1999). A variabilidade das chuvas provocadas por esse fenômeno depende da temperatura da superfície do mar (TSM) do Atlântico Sul. Por exemplo, anomalias positivas de TSM contribuem para um maior transporte e convergência de umidade na região e, conseqüentemente, para precipitação mais intensa. As variações dos ventos alísios de leste associadas à modulação da Alta Subtropical do Atlântico Sul (Rao et al., 1993) e a interação de ventos locais com os ventos alísios também podem produzir chuvas intensas, quando há formação de brisa terrestre de oeste no período da noite (Kousky, 1980). As perturbações ondulatórias dos ventos alísios provocadas pela interação de ventos de sul associados com sistemas frontais podem também causar chuva no leste do Nordeste de junho a agosto (Yamazaki e Rao, 1977).

Outro importante fenômeno remoto na geração de precipitação sobre a BTS é a propagação de sistemas frontais de sul, ou de seus vestígios, que atingem a região (Kousky 1979). Alguns desses sistemas tornam-se quase-estacionários com orientação na direção NW-SE, caracterizando uma zona de convergência de umidade e precipitação, denominada Zona de Convergência do Atlântico Sul (ZCAS). A formação da ZCAS está diretamente associada às fortes chuvas da Amazônia durante o verão e o início do outono (Kodama, 1993; Nogués-Paegle e Mo, 1997). A variabilidade de sua posição mais ao norte ou ao sul depende de diversos fatores, entre eles, a TSM do Atlântico Sul, visto que a ZCAS tende a se estabelecer sobre as águas mais quentes (Chaves e Nobre, 2004).

A estação seca é caracterizada por baixa precipitação entre os meses de setembro e janeiro, sendo responsável por aproximadamente 28% da precipitação anual. A baixa precipitação nesse período pode ser explicada por uma série de fenômenos meteorológicos. Entre eles estão a ausência da penetração de sistemas frontais provocada por uma intensificação da Alta Subtropical do Atlântico Sul e a presença de vórtices ciclônicos de altos níveis da troposfera (VCAN) associados às fortes chuvas sobre a Amazônia. Os VCAN que atuam no NE têm máxima freqüência no mês de janeiro, duram de horas a até 2 semanas e são observados no verão, outono e primavera (Gan e Kousky 1986, Rao e Bonatti 1987). Eles provocam movimento descendente de ar frio e seco no seu centro, com céu claro e ausência de chuva, e movimento ascendente de ar quente e úmido em sua periferia, com nebulosidade e chuva. Portanto, dependendo de sua posição, o VCAN pode provocar ou inibir chuva na BTS.

O padrão de ocorrência dos ventos na BTS é caracterizado pelo domínio de ventos de leste, com ocorrência de ventos de N/NE e SE, de acordo com Servain et al (1996), dados coletados em Madre de Deus de 1999 a 2001 (Figura 2) e outras fontes como dados de reanálises do National Centers for Environmental Prediction (NCEP) (Kalnay et al 1996). Esse ciclo depende diretamente da variabilidade da alta subtropical do Atlântico do Sul, entre outros fatores.

A velocidade média dos ventos horários no período de 1999 a 2001 foi de 2,96m/s. A ocorrência de ventos calmos, com magnitudes menores que 0,5 m/s, foi de 2,05%.

Figura 2. Rosa dos ventos de acordo com dados coletados em Madre de Deus de 1999 a 2001.(CRA 2001)

O vento de NE está presente no período de verão e suas transições (primavera e outono), envolvendo os meses de outubro a março. Por outro lado, o vento de SE está mais presente no período de inverno e suas transições (outono e primavera), bem como à eventual chegada de frentes frias. No período de inverno, com a chegada de frentes frias, os ventos de SE apresentam maior variabilidade de intensidade e direção, e rajadas máximas de aproximadamente 11,6 ms-1 foram registradas nesta direção.

Figura 3. Rosa dos ventos no verão (a) e inverno (b) de acordo com dados coletados em Madre de Deus de 1999 a 2001.

Na ausência de fenômenos de grande escala como sistemas frontais, o aquecimento diferencial entre a superfície aquática e o continente causa circulações que favorecem a formação de nuvens convectivas. Durante o dia, a superfície continental fica mais aquecida do que a superfície aquática da BTS e das águas marinhas adjacentes. Esse gradiente de temperatura gera uma circulação com ar quente e úmido ascendente sobre o continente favorecendo a formação de nuvens. Por outro lado, durante o período noturno, o continente se resfria mais rapidamente que massa de água devido à perda radioativa de ondas longas e, portanto, fica mais frio do que as superfícies aquáticas adjacentes. Este gradiente é mais forte durante o outono e o inverno quando existe um maior contraste de temperatura entre o continente e o mar. O gradiente gera uma circulação de brisa continental que eventualmente converge com os ventos alísios de leste. Essa convergência pode causar maior movimento ascendente e, com isso, formar precipitação noturna em toda a extensão da costa leste do nordeste (Kousky, 1980; Molion e Bernardo, 2002).

Referências

• Chaves R. R. 199: Variabilidade da precipitação na região sul do Nordeste do Brasil e sua associação com padrões atmosféricos. Tese de M.Sc. São José dos Campos, INPE, 159 p
• Chaves R. R.; Nobre, 2004: P. Interactions between the sea surface temperature over the South Atlantic Ocean and the South Atlantic Convergence Zone. Geophysical Research Letters, v. 31, n. L03204, doi:10.1029/2003GL018647.
• Carvalho, A. M. G., 1989. Conexões entre a circulação em altitude e a convecção sobre a América do Sul. Dissertação de Mestrado/INPE, São José dos Campos, Fev., 1989.
• Figueroa, S.N., Satyamurty, P., Silva Dias, P.L., 1995: Simulations of the summer circulation over the South American region with an Eta coordinate model. J. Atmos. Physics., 52, 1573-1584.
• Gan, M.A., Kousky, V.E., 1986: Vórtices ciclônicos da alta troposfera no oceano Atlântico Sul. Revista Brasileira de Meteorologia, 1, 19-28.
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• Kodama, Y.M., 1993: Large-scale common features of sub-tropical convergence zones (the Baiu frontal zone, the SPCZ and SACZ).Part II: conditions of circulations for generating the STCZs. J. Meteorolo. Soc. Japan, 71, 581-610.
• Kousky, V.E., 1979: Frontal influences on northeast Brazil. Mon. Wea. Rev., 107, 1140-1153.
• Kousky, V.E., 1980: Diurnal rainfall variation in northeast Brazil. Mon. Wea. Rev., 108, 488-498.
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• Nogués-Paegle, J., Mo, K.C., 1997: Alternating wet and dry conditions over South America during summer. Mon. Wea. Rev., 125, 279-291.
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• Rao, V.B., Lima, M.C., Franchit S.H., 1993: Seasonal and Interannual variations of rainfall over eastern northeast Brazil. J. Climate, 6, 1754-1763.
• Yamazaki, Y., Rao, V.B., 1977: Tropical cloudiness over South Atlantic ocean. J. Meteorolo. Soc. Japan, 55, 205-207.

Autores

Dr. Clemente A. S. Tanajura e Dr. Renato Ramos da Silva

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