AVALIAÇÃO DE EVENTOS EXTREMOS DE ONDAS NA BAÍA …objdig.ufrj.br/60/teses/coppe_m/VictorAzevedoGodoi.pdf · Ao Felipe Marques, pela grande ajuda com as EOFs e discussões sobre

AVALIAÇÃO DE EVENTOS EXTREMOS DE ONDAS NA BAÍA DE

GUANABARA

Victor Azevedo Godoi

Orientadores: Carlos Eduardo Parente Ribeiro

Audálio Rebelo Torres Júnior

Rio de Janeiro

Novembro de 2011

Dissertação de Mestrado apresentada ao

Programa de Pós-graduação em Engenharia

Oceânica, COPPE, da Universidade Federal

do Rio de Janeiro, como parte dos requisitos

necessários à obtenção do título de Mestre

em Engenharia Oceânica.


GUANABARA


DISSERTAÇÃO SUBMETIDA AO CORPO DOCENTE DO INSTITUTO ALBERTO

LUIZ COIMBRA DE PÓS-GRADUAÇÃO E PESQUISA DE ENGENHARIA

(COPPE) DA UNIVERSIDADE FEDERAL DO RIO DE JANEIRO COMO PARTE

DOS REQUISITOS NECESSÁRIOS PARA A OBTENÇÃO DO GRAU DE MESTRE

EM CIÊNCIAS EM ENGENHARIA OCEÂNICA.

Examinada por:

____________________________________

Prof. Carlos Eduardo Parente Ribeiro, D.Sc.

____________________________________

Prof. Audálio Rebelo Torres Júnior, D.Sc.

____________________________________

Prof. Nelson Violante de Carvalho, Ph.D.

____________________________________

Dr. Rogério Neder Candella, D.Sc.

RIO DE JANEIRO, RJ - BRASIL

NOVEMBRO DE 2011

iii

Godoi, Victor Azevedo

Avaliação de Eventos Extremos de Ondas na Baía de

Guanabara./ Victor Azevedo Godoi. – Rio de Janeiro:

UFRJ/COPPE, 2011.

XIII, 77 p.: il; 29, 7cm.



Dissertação (mestrado) – UFRJ/COPPE/Programa de

Engenharia Oceânica, 2011.

Referências Bibliográficas: p. 69 – 77.

1. Eventos Extremos de Onda. 2. Baía de Guanabara

3. Modelagem de Ondas. I. Ribeiro, Carlos Eduardo Parente et al.

II. Universidade Federal do Rio de Janeiro, COPPE, Programa

de Engenharia Oceânica. III. Título.

iv

“Face your fears, live your dreams...”

v

Agradecimentos

São diversas as pessoas que tiveram participação em mais esta etapa da minha

vida. Espero não esquecer alguém.

Primeiramente, devo agradecer a Deus e aos meus pais, que sempre me

apoiaram em todos os sentidos, não somente durante o mestrado, mas desde o início da

vida. Proporcionaram-me, também, tudo de melhor que puderam e é a eles que dedico o

presente trabalho.

Agradeço aos meus orientadores Carlos Eduardo Parente e Audálio Torres Jr.

por toda passagem de conhecimento e pelas discussões pertinentes. Agradeço ao Fred e

ao Ricardo Campos pela grande ajuda com a modelagem e programação em geral. À

Eliana, pela luta conjunta pelo aprendizado do WAVEWATCH. À Debora, por todas as

conversas no LIOc. Ao Lula, pelas discussões mirabolantes, as quais eu tento entender

até hoje. Ao Nilton e ao Antônio, pela ajuda com o GrADS. À toda a equipe do NCQAr,

pelos momentos de descontração. Ao Ronaldo, pela ajuda na parte de programação. À

Marise, pelas conversas. Ao Léo, pelas figuras. Ao Felipe Marques, pela grande ajuda

com as EOFs e discussões sobre meteorologia.

Agradeço aos meus amigos, em geral, pelas viagens e momentos de diversão. À

minha família, pelo carinho. Ao mar, por servir como válvula de escape e trazer tanta

felicidade.

E devo, também, agradecer ao CNPq pela concessão da bolsa, que com certeza,

ajudou bastante.

E se eu esqueci alguém, obrigado também!

vi

Resumo da Dissertação apresentada à COPPE/UFRJ como parte dos requisitos

necessários para a obtenção do grau de Mestre em Ciências (M.Sc.)


GUANABARA


Novembro/2011



Programa: Engenharia Oceânica

A fim de caracterizar eventos de ondulações severas que podem ocasionar danos à

Baía de Guanabara, cinco casos particulares de ressacas foram selecionados, sendo estes

ocorridos nos anos de 1988, 1997, 2008, 2009 e 2010. Após a seleção, caracterizou-se

meteorologicamente cada um dos eventos extremos e, então, simulações

computacionais foram geradas com a versão 3.14 do modelo espectral de ondas

WAVEWATCH III. Para isso, os hindcasts foram realizados a partir de uma longa série

de dados atmosféricos, disponibilizados pela NOAA. As Funções Ortogonais Empíricas

(EOFs) foram utilizadas para determinar a região preferencial de atuação dos sistemas

ciclônicos geradores das ondulações em questão.

Qualitativamente, o modelo de ondas simulou de maneira satisfatória os casos

escolhidos, obtendo a direção SSE como a direção das ondas que transportam a maior

quantidade de energia ao entrar na Baía de Guanabara. Médias aritméticas das alturas

significativas máximas e dos períodos de pico obtiveram valores de 3,54 metros e 13,41

segundos, respectivamente. As cinco primeiras EOFs foram representativas de 99,99 %

do padrão de variabilidade espacial, incluindo os casos selecionados.

vii

Abstract of Dissertation presented to COPPE/UFRJ as a partial fulfillment of the

requirements for the degree of Master of Science (M.Sc.)

ASSESSMENT OF EXTREME WAVE EVENTS IN THE GUANABARA BAY


November/2011

Advisors: Carlos Eduardo Parente Ribeiro


Department: Ocean Engineering

In order to characterize the extreme wave events which can cause damage to the

Guanabara Bay, five particular cases of storm waves were selected, which occurred in

1988, 1997, 2008, 2009 and 2010. After the selection, each one of the storm waves was

characterized meteorologically, and then, computational simulations were carried out

with the version 3.14 of the spectral wave model WAVEWATCH III. The hindcasts

were performed from a long set of atmospheric data series provided by NOAA. The

Empirical Orthogonal Functions (EOFs) were used to determine the main region of

cyclonic systems action, which are the systems that generate the storm waves.

Qualitatively, the wave model simulated the chosen cases satisfactorily, getting

SSE as the peak direction for wave entrance in Guanabara Bay. Arithmetic averages

were computed for maximum significant wave height and peak period, whose values

were 3.54 meters and 13.41 seconds, respectively. The first five EOFs represented 99.99

% of the spatial variability pattern, including the selected cases.

viii

SUMÁRIO

LISTA DE FIGURAS .................................................................................................. ix

LISTA DE TABELAS ................................................................................................. xi

LISTA DE SÍMBOLOS .............................................................................................. xii

1. INTRODUÇÃO ........................................................................................................ 1

2. OBJETIVOS ............................................................................................................. 4

2.1. OBJETIVO GERAL ........................................................................................... 4

2.2. OBJETIVOS ESPECÍFICOS.............................................................................. 4

3. METODOLOGIA ..................................................................................................... 5

4. CARACTERÍSTICAS GERAIS DA ÁREA DE ESTUDO ..................................... 14

5. O MODELO DE ONDAS WAVEWATCH III versão 3.14 ....................................... 16

6. BASE DE DADOS ................................................................................................. 20

6.1. CAMPOS ATMOSFÉRICOS: REANALYSIS I – NCEP/NCAR........................ 20

6.2. BATIMETRIA ................................................................................................. 21

6.2.1. ETOPO1 1 ARC-MINUTE GLOBAL RELIEF MODEL - NOAA ................ 21

6.2.2. CARTAS NÁUTICAS - DIRETORIA DE HIDROGRAFIA E

NAVEGAÇÃO (DHN) ....................................................................................... 23

7. FUNÇÕES ORTOGONAIS EMPÍRICAS............................................................... 24

8. CLIMATOLOGIA DE CICLONES NO ATLÂNTICO SUL .................................. 26

9. RESULTADOS E DISCUSSÕES ........................................................................... 30

10. CONCLUSÕES .................................................................................................... 66

REFERÊNCIAS BIBLIOGRÁFICAS ......................................................................... 69

ix

LISTA DE FIGURAS

Figura 1: Região (em vermelho) escolhida para o cálculo da vorticidade (latitudes: 40ºS

a 20ºS; e longitudes 55ºW a 20ºW). Fonte: GOOGLE EARTH, 2010. ........................... 7

Figura 2: Aninhamento das grades numéricas. ............................................................... 9

Figura 3: Ponto de geração dos resultados (em vermelho). Adaptada de SABERWEB,

2010. ........................................................................................................................... 13

Figura 4: Baía de Guanabara. Adaptada de SABERWEB, 2010. ................................. 14

Figura 5: Densidade de ciclones (10-4

km-2

) que se formaram com valores de vorticidade

relativa menores que -1,5 x 10-5

s-1

no período entre 1990 e 1999. Na escala de cores, o

valor 1,5 refere-se a, aproximadamente, 37,5 sistemas. Fonte: REBOITA (2008). ....... 27

Figura 6: Distribuição anual da frequência de ciclogêneses na América do Sul. Fonte:

REBOITA (2008). ...................................................................................................... 29

Figura 7: Imagens da ressaca na Baía de Guanabara em abril/2010. Fonte: O Globo. .. 31

Figura 8: Imagens da ressaca na Baía de Guanabara em abril/2008. Fonte: O Globo. .. 31

Figura 9: Séries temporais da média espacial de vorticidade relativa na área entre as

latitudes 40ºS e 20ºS e longitudes 55ºW e 20ºW (AAC), para os eventos de: (a) 1988;

(b) 1997; (c) 2008; (d) 2009; (e) 2010. ........................................................................ 34

Figura 10: Campos meteorológicos de 11/08/1988 06z: (a) Vorticidade Relativa a 10 m;

(b) Pressão ao nível do mar; (c) Omega em 500 hPa; (d) Divergência em 300 hPa. ..... 37





Figura 13: Campo de pressão ao nível do mar (hPa) no dia 21/04/2008 às 18z. ........... 42





x

Figura 16: Resultados da interpolação da batimetria para as grades numéricas: (a) grade

1 (AS), (b) grade 2 (BR), (c) grade 3 (SE), (d) grade 4 (RJ) e (e) grade 5 (BG). As

escalas de cores representam as profundidades em metros. .......................................... 47

Figura 17: Parâmetros médios de onda simulados para o evento extremo de 1988: (a)

Hs; (b) Dp e (c) Tp. ..................................................................................................... 49


Hs; (b) Dp e (c) Tp. ..................................................................................................... 51


Hs; (b) Dp e (c) Tp. ..................................................................................................... 53


Hs; (b) Dp e (c) Tp. ..................................................................................................... 55


Hs; (b) Dp e (c) Tp. ..................................................................................................... 57

Figura 22: Campos de: (a) Vorticidade a 10 m em 08/04/2010 18z; (b) Anomalia de

vorticidade a 10 m em 08/04/2010 18z; (c) Média temporal de vorticidade relativa a 10

m entre os anos de 1948 e 2010. .................................................................................. 61

Figura 23: Padrão de variabilidade espacial da EOF1 para a anomalia de vorticidade,

entre os anos de 1948 e 2010. ...................................................................................... 62


entre os anos de 1948 e 2010. ...................................................................................... 62


entre os anos de 1948 e 2010. ...................................................................................... 63


entre os anos de 1948 e 2010. ...................................................................................... 64


entre os anos de 1948 e 2010. ...................................................................................... 65

xi

LISTA DE TABELAS

Tabela 1: Descrição dos campos atmosféricos do projeto Reanalysis I do NCEP/NCAR.

..................................................................................................................................... 6

Tabela 2: Característica dos domínios computacionais do modelo WAVEWATCH III.

................................................................................................................................... 10

Tabela 3: Especificações do modelo de relevo ETOPO1. Adaptada de AMANTE et al.

(2009). ........................................................................................................................ 22

Tabela 4: Resumo das conseqüências das ressacas ocorridas na Baía de Guanabara. ... 30

Tabela 5: Períodos em que os valores da média espacial de vorticidade relativa foram

negativos. .................................................................................................................... 35

Tabela 6: Períodos com valores de vorticidade relativa no centro do ciclone inferiores

ao limiar inicial crítico de -2,5 x 10-5 s-1. ................................................................... 45

Tabela 7: Resumo dos valores dos parâmetros médios de onda no horário de máxima

altura significativa (Hsmáx) simulada. ........................................................................ 58

Tabela 8: EOFs dominantes e seus respectivos autovalores nos horários precedentes aos

valores de Hsmáx. ....................................................................................................... 59

xii

LISTA DE SÍMBOLOS

A ação de onda

gc velocidade de grupo

d profundidade média local

Dp direção de pico da onda

E variância (energia) total

F espectro de variância

f parâmetro de Coriolis

0f parâmetro de Coriolis para latitudes médias

Hs altura significativa de onda

Hsmáx altura significativa máxima de onda

J taxa de aquecimento adiabático

k número de onda

k

vetor de onda

m coordenada perpendicular a s

N espectro de densidade de ação de onda

p pressão atmosférica

R raio da Terra

s coordenada na direção θ

S efeito líquido de fontes e sumidouros

Sbot interação onda-fundo

Sdb quebra da onda induzida pela profundidade

Sds dissipação (whitecapping)

Sin interação vento-onda

Sln entrada linear de energia

Snl interações não lineares onda-onda

Ssc fonte de espalhamento de onda devido às características do fundo

Str interações tríade onda-onda

Sxx termo adicional de energia definido pelo usuário

xiii

t tempo

Tp período de pico da onda

u componente zonal do vento

U

corrente

λU componente meridional da corrente

σU componente zonal da corrente

v componente meridional do vento

gV vento geostrófico

x coordenada cartesiana das abscissas

y coordenada cartesiana das ordenadas

φ latitude

λ longitude

σ freqüência relativa

θ direção perpendicular à crista da onda

Omega

parâmetro de estabilidade estática

coeficiente de fricção de Rayleigh

vorticidade relativa

geopotencial

1

CAPÍTULO 1

INTRODUÇÃO

A dinâmica das ondas oceânicas vem sendo estudada desde Aristóteles,

Leonardo da Vinci e Benjamin Franklin (KOMEN et al., 1994). O estudo dessa classe

de ondas, principalmente das ondas superficiais de gravidade, tem se apresentado como

necessário para diversos fins, como por exemplo, projetos de engenharia costeira,

segurança da navegação e impacto em estruturas offshore.

As primeiras previsões operacionais surgiram logo após a Segunda Guerra

Mundial a partir do trabalho de SVERDRUP e MUNK (1947), que introduziram uma

descrição paramétrica do estado do mar e utilizaram leis empíricas para vagas e

marulhos. Outro grande avanço no estudo e previsões de onda foi a introdução do

conceito de espectro de onda por PIERSON et al. em 1955 (KHANDEKAR, 1989;

KOMEN et al., 1994).

Devido à escassez de dados oceanográficos, o advento da modelagem numérica

tem ajudado bastante no desenvolvimento da previsão de ondas e de eventos extremos,

e, por isso, modelos computacionais com diferentes aplicações têm sido extensivamente

utilizados, tanto pela comunidade científica, quanto por centros operacionais.

Os modelos de simulação de ondas podem ser divididos basicamente em duas

categorias, costeiros e offshore. Os costeiros são aqueles que abrangem os processos de

transformação da onda ao se propagarem de águas profundas para intermediárias e

rasas, sendo que alguns deles também contemplam o processo de geração das ondas. Já

a segunda categoria é representada pelos modelos que incorporam os fenômenos de

geração e propagação de ondas.

No contexto dos modelos offshore estão inseridos os modelos de primeira,

segunda e terceira geração. De forma geral, nos modelos de primeira geração cada

componente do espectro se propaga com a sua própria velocidade de grupo. Neles, a

interação não linear é desprezada ou representada de uma forma simples, sendo pouco

significativa (WMO, 1998). O principal problema em modelos desta categoria consiste

2

na subestimação da interação não linear, a qual desempenha um papel fundamental na

estabilização do espectro, suavizando as perturbações locais (YOUNG e VAN

VLEDDER, 1993).

Já nos modelos de segunda geração, a interação não linear é determinada a partir

de parametrizações, impedindo que os componentes do espectro se desenvolvam

individualmente (CANDELLA, 1997). Desta geração surgem duas classes: os modelos

híbridos e discretos. Os primeiros são a combinação entre um modelo paramétrico para

as vagas e um de primeira geração para os marulhos (WMO, 1998), apresentando o

baixo custo computacional como a principal vantagem (JANSSEN et al., 1984 apud

CANDELLA, 1997). Os modelos discretos representam o espectro através de

freqüências discretas, eliminando assim o problema de interface entre vagas e marulhos.

No entanto, formas irreais aparecem no espectro em razão da menor quantidade de

variáveis na interação não linear. Os erros mais freqüentes dos modelos de segunda

geração são oriundos da interação entre vagas e marulhos (SWAMP, 1985 apud

CANDELLA, 1997).

Por fim, têm-se os modelos de terceira geração, que são aqueles nos quais as

trocas de energia entre as ondas são parametrizadas sem qualquer tipo de restrição

quanto às formas espectrais pré-definidas.

O vento se caracteriza como principal forçante dos modelos aqui tratados, sendo,

portanto, essencial a sua precisão para que uma previsão de ondas satisfatória seja

realizada. Os dados de vento, direção e intensidade, podem ser obtidos através de

estações meteorológicas, satélites e outras fontes.

Segundo BANNER e YOUNG (1994) tem sido apresentado em estudos que a

parametrização dos termos de fonte e dissipação de energia, como, por exemplo, a

interação do vento com a superfície livre do mar, são as principais causas de erro na

modelagem.

Além de ser utilizado para prognóstico, um modelo de ondas pode ser usado

para hindcast. Esta técnica envolve a utilização de uma série longa de dados de vento,

que é utilizada como condição de contorno para o estudo de erosão costeira, transporte

de sedimentos, projetos de estruturas costeiras e offshore (WMO, 1998), e também na

reconstituição de eventos extremos (CARDONE et al., 1976), como a que é realizada na

presente pesquisa.

3

No Brasil, as ondulações relacionadas a eventos extremos estão, na maioria das

vezes, associadas a ciclones extratropicais. FREIRE (1960) observou que as zonas mais

efetivas de geração das ondulações que incidem na costa Sul e Sudeste do Brasil

localizam-se em latitudes superiores à 40ºS, onde é possível encontrar tempestades com

ondas de 9 metros e períodos com cerca de 20 segundos. Já CANDELLA (1997) alega

que as ondulações provenientes de tempestades ocasionadas na região entre 35ºS e 55ºS

são as maiores do Atlântico Sul, e que ao alcançarem à costa Sul e Sudeste têm direções

predominantes entre SW e SE.

Apesar de as tempestades mais intensas estarem associadas, na maioria das

vezes, às ondas oriundas de SSW e S, ondas de SE também alcançam a costa do estado

do Rio de Janeiro (CANDELLA, 1997). Nessas situações, enormes prejuízos podem ser

ocasionados se tais ondulações invadirem a Baía de Guanabara, assim como foi

registrado em agosto de 1988, maio de 1997 (CANDELLA, 1997), abril de 2008,

outubro de 2009 e abril de 2010.

Os sistemas atmosféricos de grande escala que são capazes de gerar ondulações

que penetram na Baía de Guanabara, causando danos econômicos e transtornos em

relação à segurança no mar, são os ciclones. Para que estas ondulações adquiram uma

altura relevante, associada a uma grande quantidade de energia, os ciclones devem

permanecer estacionados, ou pelo menos com lenta variação espacial, para que uma

pista consistente seja formada. Além do posicionamento do ciclone, os ventos

associados a este sistema devem possuir intensidades relativamente fortes escoando em

uma mesma direção, e isso ocorrerá quanto maior for o gradiente de pressão.

No próximo capítulo serão apresentados os objetivos deste trabalho. Em seguida,

a metodologia do trabalho é relatada detalhadamente no capítulo 3. No capítulo 4 são

expostas as características e a importância da região de estudo, a Baía de Guanabara. No

capítulo 5 são apresentados aspectos relevantes para o entendimento da utilização do

modelo WAVEWATCH III. As fontes de dados utilizadas são descritas na seção

seguinte. No capítulo 7 é feita uma breve explanação a respeito das Funções Ortogonais

Empíricas. Uma descrição sobre a climatologia dos ciclones no Atlântico Sul é realizada

no capítulo 8. No capítulo 9, os resultados sobre os eventos de ondas são discutidos. E

finalmente, no capítulo 10, as conclusões são apresentadas.

4

CAPÍTULO 2

OBJETIVOS

2.1. OBJETIVO GERAL

Tem-se como meta neste estudo a caracterização de ondulações severas que

podem ocasionar danos à Baía de Guanabara, ondulações estas geradas por sistemas

meteorológicos.

2.2. OBJETIVOS ESPECÍFICOS

Identificar eventos de ondulações extremas que já causaram danos às estruturas

localizadas na Baía de Guanabara.

Realizar uma breve análise meteorológica dos eventos selecionados.

Determinar, a partir de um hindcast, se o modelo WAVEWATCH III versão

3.14 está apto a detectar e propagar para as proximidades da Baía de Guanabara

as ondulações em estudo.

Definir as direções e períodos de pico e as alturas significativas máximas das

ondulações severas, as quais penetraram a Baía de Guanabara.

5

CAPÍTULO 3

METODOLOGIA

Com o propósito de identificar as datas de ocorrência dos eventos de ondulações

severas que atingiram a Baía de Guanabara, realizou-se uma busca em diversas fontes,

tais como artigos científicos, teses, dissertações, monografias, jornais e sítios da

internet. Apesar de toda busca, eventos não noticiados, provavelmente, ocorreram.

Devido a este fato, uma alternativa foi proposta para suprir a falta de informação. Uma

série temporal, que pudesse expor a existência de sistemas atmosféricos com

intensidades relevantes para a geração de onda, surgiu como opção para identificar as

datas dos eventos investigados. A variável escolhida para a realização de tal tarefa foi a

vorticidade relativa (Equação 1).

y

u

x

v

(1)

Na Equação 1, representa a vorticidade relativa, u e v são as componentes

zonal e meridional do vento, respectivamente, e x e y são as coordenadas cartesianas

das abscissas e ordenadas, respectivamente.

A escolha da vorticidade relativa se deu em função da circulação e da

vorticidade serem as duas principais medidas de rotação em um fluido (HOLTON,

2004). Circulação, que é uma quantidade integral escalar, é uma medida macroscópica

de rotação de uma área finita do fluido. Já a vorticidade é um campo vetorial que

fornece uma medida microscópica da rotação em qualquer ponto do fluido (HOLTON,

2004). MURRAY e SIMMONDS (1991a) citam que a vorticidade relativa é a melhor

variável para identificar os sistemas ciclônicos, já que ela mede a rotação média das

parcelas do fluido. Não haveria, portanto, melhor escolha que a vorticidade relativa para

justificar a procura por sistemas que giram na atmosfera, assim como são os ciclones

formadores das ondulações deste estudo.

6

Campos atmosféricos do projeto Reanalysis I do National Centers for

Environmental Prediction (NCEP/NCAR) foram adquiridos para diversos propósitos, os

quais serão explicados durante esta seção. Os campos foram obtidos entre as latitudes

70ºS e 0º e longitudes 80ºW e 0º, com resolução temporal de seis horas, no período

equivalente a 01/01/1948 00z a 01/06/2010 18z. A descrição de cada um deles está

exposta na Tabela 1.

Tabela 1: Descrição dos campos atmosféricos do projeto Reanalysis I do NCEP/NCAR.

Campos Unidade Nível Resolução Espacial

Vento zonal [m/s] 10 m 1,8750º x 1,9047º

Vento meridional [m/s] 10 m 1,8750º x 1,9047º

Vento zonal [m/s] 300 hPa 2,5º x 2,5º

Vento meridional [m/s] 300 hPa 2,5º x 2,5º

Pressão [Pa] Nível do mar 2,5º x 2,5º

Omega [Pa/s] 500 hPa 2,5º x 2,5º

Primeiramente, os campos de vento zonal e meridional a 10 metros foram

utilizados para calcular os campos de anomalia de vorticidade relativa a cada 6h, o que é

resultado da diferença entre os campos de vorticidade relativa a cada 6h e a média

desses campos no tempo. O objetivo de efetuar o cálculo descrito foi observar apenas os

sistemas transientes presentes na região abrangida pelos campos das reanalysis,

excluindo, assim, os sistemas permanentes e semi-permanentes. Com isso, as Funções

Ortogonais Empíricas (EOFs) foram aplicadas aos campos de anomalia de vorticidade

relativa, na tentativa de determinar a área de atuação dos sistemas meteorológicos

capazes de gerar ondulações para a Baía de Guanabara.

Não obtendo sucesso na utilização das EOFs, a restrição da área foi realizada

através da observação visual dos campos de vorticidade relativa e pressão ao nível do

mar nas datas em que se tinha certeza que os eventos estudados aconteceram, 1988,

1997, 2008, 2009 e 2010. A partir de então, foi possível obter uma série temporal da

média espacial de vorticidade relativa, na área determinada pela observação visual, que

compreendesse o período de 62 anos das reanalysis. A média espacial foi computada na

região entre as latitudes 40ºS a 20ºS e longitudes 55ºW a 20ºW (Figura 1). Produzir a

7

série temporal supracitada permite descobrir os picos de vorticidade negativa, nos quais

os ciclones podem ter ficado estacionados gerando as ondulações extremas para a Baía

de Guanabara. Vale lembrar que não bastam fortes ventos para que grandes ondulações

sejam produzidas, é importante também que estes ventos escoem por um longo tempo

em uma mesma direção, sobre uma pista relativamente extensa.

Figura 1: Região (em vermelho) escolhida para o cálculo da vorticidade (latitudes: 40ºS a 20ºS; e

longitudes 55ºW a 20ºW). Fonte: GOOGLE EARTH, 2010.

REBOITA (2008) utilizou um esquema numérico, baseado em SUGAHARA

(2000) e SINCLAIR (1994), objetivando detectar ciclones. Em seu estudo dois limiares

para valores de vorticidade relativa, com duração mínima de 24 horas, foram

empregados com a finalidade de caracterizar a intensidade inicial dos sistemas. Sabe-se

que valores negativos deste parâmetro no Hemisfério Sul estão relacionados aos

sistemas ciclônicos. O primeiro limiar, valores iniciais entre -2,5 x 10-5

s-1

e -1,5 x 10-5

s-1

, representam o caso geral, em que o ciclone se faz presente, porém não é considerado

intenso. Já o segundo, valores iniciais inferiores a -2,5 x 10-5

s-1

, caracteriza eventos de

sistemas de baixa pressão mais severos. Três regiões principais de ciclogênese,

próximas a costa leste da América do Sul, foram identificadas. A primeira entre 25ºS e

30ºS, a segunda próxima ao Rio da Prata, no Uruguai, em 35ºS, e a terceira ao Sul da

Argentina, entre 45ºS e 50ºS.

O intuito de utilizar a vorticidade relativa na presente pesquisa não foi o de

rastrear precisamente o posicionamento dos ciclones e das ciclogêneses, como feito em

REBOITA (2008), SUGAHARA (2000), SINCLAIR (1994) e outros trabalhos.

Pretendeu-se aqui apenas perceber a presença dos referidos sistemas a fim de relacioná-

8

los a eventos de ondas extremas. Por isso não foi feita, neste estudo, uma abordagem tão

criteriosa sobre os padrões e características da atmosfera, bem como não foram

utilizados métodos de identificação de sistemas ciclônicos. O emprego dos limiares de

vorticidade e da duração do evento como princípios fundamentais para perceber a

presença dos ciclones, assim como foi feito nesta investigação, é devido à necessidade

de satisfazer o critério de trabalhos já consagrados, tornando, desta forma, a análise

embasada teoricamente. O foco do trabalho está na avaliação dos parâmetros de onda

em uma região do país economicamente importante e de risco para a população que nela

exerce alguma atividade.

Os outros campos atmosféricos usados nesta pesquisa, ventos zonal e meridional

em 300 hPa (utilizados para calcular os campos de divergência em altitude) e Omega

(Equação 2) em 500 hPa, serviram para confirmar a intensidade dos fenômenos.

Jpp

Vff

Vp

f

p

fgg

222

0

0

2

22

02 11

(2)

A Equação 2 é a equação de Omega. Nela, 0f é o parâmetro de Coriolis para

latitudes médias, o parâmetro de estabilidade estática, p é a pressão atmosférica, é

Omega, gV é o vento geostrófico, representa o geopotencial, f o parâmetro de

Coriolis, o coeficiente de fricção de Rayleigh e J a taxa de aquecimento adiabático.

Dispondo das datas de sistemas atmosféricos intensos de baixa pressão, foi

decidido produzir simulações computacionais dos eventos de ondas severas. Para isso, a

versão 3.14 do modelo espectral de geração e propagação de ondas WAVEWATCH III

foi empregada, tendo como meta realizar um hindcast ao calcular os campos de ondas

referentes aos parâmetros de altura significativa (Hs), período de pico (Tp) e direção de

pico (Dp).

A altura significativa de onda pode ser entendida como sendo a média do terço

das maiores ondas de um registro, no domínio do tempo. Formalmente, no domínio da

freqüência, a altura significativa é representada por 001,4 mH s , onde m0 é a área

9

total (ou energia total) do espectro de ondas. O período de pico e a direção de pico estão

relacionados ao período e direção, respectivamente, mais energéticos em um espectro,

ou seja, àquelas ondas que transportam a maior quantidade de energia.

O modelo foi configurado com cinco grades numéricas esféricas aninhadas

(Figura 2), as quais possuíam dimensões e resoluções espaciais diferentes (Tabela 2).

As grades foram numeradas em ordem crescente da maior para a menor (Tabela 2).

Com exceção da grade 5, cujos dados batimétricos foram fornecidos pela Diretoria de

Hidrografia e Navegação (DHN), todas as outras grades foram confeccionadas a partir

dos resultados do modelo de relevo ETOPO1. Os dados globais do ETOPO1 são

disponibilizados somente em quatro resoluções espaciais diferentes (1’, 2’, 4’ e 10’)

para o Atlântico Sul, e os dados batimétricos das cartas náuticas não são regularmente

espaçados. Então, cada grade batimétrica do ETOPO1 foi adquirida com um tipo de

resolução dentre as disponíveis e depois interpolada. A grade 1 foi obtida com 10’ de

resolução espacial, a grade 2 com 4’, a grade 3 com 2’ e a grade 4 com 1’.

Figura 2: Aninhamento das grades numéricas.

10

Tabela 2: Característica dos domínios computacionais do modelo WAVEWATCH III.

Grades Latitude (ºS) Longitude (ºW) Resolução Espacial

após interpolação

Grade 1 -68 a -2 -78 a -15 27'

Grade 2 -45 a -10 -60 a -20 9'

Grade 3 -30 a -18 -50 a -35 3'

Grade 4 -25 a -22 -46 a -42 1'

Grade 5 -23,09 a -22,69 -43,32 a -43,00 463 m

É essencial que os domínios computacionais do modelo WAVEWATCH III

sigam determinadas regras a fim de gerar resultados satisfatórios.

É importante que exista uma proporção, tanto em extensão, quanto em resolução

espacial, entre os domínios computacionais para que a transferência de energia ocorra

de maneira satisfatória no aninhamento. Não é interessante que a dimensão do campo de

ondas seja reduzida drasticamente ao passar de uma grade maior para uma menor, daí a

necessidade de inserir várias grades numéricas no modelo e não apenas duas.

Com relação às resoluções espaciais, a proporção utilizada foi 1:3 entre as

grades de 1 a 4, e 1:4 entre as grades 4 e 5. Assim como pode ser observado na quarta

coluna da Tabela 2, optou-se por configurar as grades numéricas da seguinte maneira:

27’, 9’, 3’, 1’ e 463m. Para isso, os dados batimétricos das grades 1, 2, 3 e 4 foram

interpolados com o método Vizinho Mais Próximo (Nearest Neighborhood). Já na grade

5, foi utilizada a Geoestatística (método Kriging) em razão da costa ser bastante

irregular e do gradiente da batimetria variar consideravelmente entre dois pontos

consecutivos.

Para que seja entendido o valor do intervalo de tempo de geração dos resultados,

é feita abaixo uma breve explicação a respeito dos passos de tempo do modelo de

ondas.

No WAVEWATCH III existem quatro passos de tempo (TS) que devem ser

definidos em cada grade numérica, são eles:

1. Passo de tempo global (1ºTS): leva em consideração a consistência do

esquema de integração numérica. Para a máxima acurácia numérica, o

1ºTS deve ser menor que o 2ºTS. Todavia, especialmente para grades

11

esféricas, a precisão numérica é pouco afetada se 1ºTS for duas a quatro

vezes maior que o 2ºTS, o que reduz consideravelmente o custo

computacional.

2. Passo de tempo da propagação espacial (2ºTS): identifica a estabilidade

do método numérico utilizado no modelo através do CFL crítico (=1). O

CFL representa a distância normalizada sobre a qual a informação se

propaga em um único passo de tempo (TOLMAN, 2009). Este passo de

tempo deve ser menor que o intervalo de tempo que uma onda demora

para atravessar dois pontos de grade consecutivos, levando-se em conta

que a velocidade de grupo máxima é determinada pela menor freqüência

discretizada no modelo, e que ela ocorre em águas intermediárias.

3. Passo de tempo da máxima refração (3ºTS): está relacionado à

importância do processo de refração na simulação. Para garantir

estabilidade numérica, as velocidades características da refração são

filtradas, o que pode ser crítico em certos casos (TOLMAN, 2009). O

valor deste passo de tempo varia de acordo com a relevância do processo

em questão.

4. Passo de tempo dos termos fonte (4ºTS): está relacionado ao intervalo de

tempo mínimo para a integração dos termos fonte. Em geral, deve ser

configurado entre 5 e 15 segundos. O aumento destes valores não

implica, necessariamente, na diminuição do custo computacional, mas

pode aumentar o ruído espectral (TOLMAN, 2009).

De maneira geral, uma configuração ideal dos passos de tempo poderia ser dada

da seguinte forma:

1ºTS = de duas a quatro vezes o 2ºTS;

3ºTS = ½ (1ºTS);

4ºTS = de 5 a 15s;

12

Maiores explanações sobre os passos de tempo do modelo podem ser

encontradas em TOLMAN (2009), no apêndice B.

Segundo TOLMAN (2009), um esquema de integração numérica consistente e

balanceado existirá se o intervalo de tempo em que os resultados são gerados e o

intervalo de tempo em que as forçantes, neste caso, somente o vento, estão disponíveis

para o modelo forem múltiplos inteiros do passo de tempo global. Para que o passo de

tempo global obedeça a estes critérios é necessário definir as resoluções espaciais dos

domínios computacionais de maneira correta, uma vez que os passos de tempo são

dependentes do espaçamento de grade. Considerando estas explicações e sabendo que

os campos de vento são atualizados a cada 6 horas (resolução temporal das reanalysis)

no modelo, ficou decidido que os resultados seriam gerados a cada 1h e 12 minutos, que

é o passo de tempo global da grade 1. É importante citar que 1h e 12 minutos (4320 s)

não é múltiplo inteiro apenas dos passos de tempo da grade 1, mas também dos passos

de tempo das outras grades, satisfazendo o critério exposto.

Após todos esses procedimentos, o WAVEWATCH III foi configurado com 24

direções de onda e 25 freqüências, e executado para as datas selecionadas a fim de que

os campos de Hs, Tp e Dp pudessem ser avaliados. No modelo é possível que os

resultados sejam gerados em forma de espectro e/ou tabela de parâmetros médios para

pontos selecionados dentro dos domínios computacionais, sendo esta última a opção

escolhida. O ponto determinado para produzir os resultados foi 43,113414ºW x

23,084520ºS (Figura 3), localizado a 14,11 km de distância da entrada da Baía de

Guanabara, em uma profundidade de, aproximadamente, 45 metros. Esta localização foi

estabelecida em virtude de não possuir obstáculos, tais como ilhas ou profundidades

muito rasas, capazes de quebrar as ondas que se propagam em direção a Baía, ondas de

quadrante Sul. Um ponto mais próximo à entrada da Baía poderia causar problemas na

interpretação dos resultados da direção das ondas, uma vez que, nesta área, a batimetria

é bastante complexa, apresentando o gradiente horizontal de profundidade acentuado

devido ao canal dragado para a penetração de embarcações. Logo, é percebido que os

processos de refração, difração, empinamento e outros, que são os processos de

transformação da onda quando estas atingem águas intermediárias e rasas, se fazem

presentes na região.

13

Figura 3: Ponto de geração dos resultados (em vermelho). Adaptada de SABERWEB, 2010.

Após obter todos os resultados, optou-se novamente por utilizar as EOFs nos

campos de anomalia de vorticidade, só que desta vez em uma área mais restrita, a qual

englobasse apenas a área de formação e a região em que os ciclones estacionaram

durante os dias que os eventos ocorreram. Esta área compreendeu o domínio entre as

latitudes 35ºS e 20ºS e longitudes 55ºW e 30ºW. Foram, então, analisados os novos

campos de EOF e suas respectivas séries temporais, as componentes principais, dando

ênfase aos horários de altura significativa máxima das ondas.

Os resultados modelados serão mostrados e discutidos de maneira qualitativa na

seção 9, pois, infelizmente, devido à falta de instrumentação oceanográfica na Baía de

Guanabara, ou próxima à ela, não foi possível compará-los aos dados de bóias, ADCPs,

radares ou outros instrumentos habilitados para medir ondas.

14

CAPÍTULO 4

CARACTERÍSTICAS GERAIS DA ÁREA DE ESTUDO

A Baía de Guanabara (Figura 4) está entre as mais relevantes do Brasil,

situando-se entre as latitudes 22°24' a 22°57' S e as longitudes 42°33' a 43°19' W

(MAYR et al., 1989). Um dos municípios em torno da baía é o Rio de Janeiro,

considerado como o segundo maior complexo industrial e segundo maior centro

demográfico do país. A bacia da Baía de Guanabara possui cerca de seis mil indústrias,

dezesseis terminais marítimos de petróleo, dois portos comerciais, duas refinarias de

petróleo e treze estaleiros (CIDS, 2000).

Figura 4: Baía de Guanabara. Adaptada de SABERWEB, 2010.

Em função da industrialização e da crescente população que está situada ao

redor da baía, esta se tornou um dos estuários mais degradados do país (QUARESMA et

al., 2000). Nela, o tráfego de navios e outras embarcações é intenso, tanto em função do

comércio quanto devido ao transporte da população. Deste modo, entender a dinâmica

de correntes, ondas e as características do fundo são de extrema importância para a

região.

Com relação às dimensões da Baía de Guanabara, tem-se a superfície do espelho

d’água com 377 km2

(AMADOR, 1997), perímetro de 131 km, extensão máxima zonal

de 28 km e cerca de 30 km de extensão meridional (KJERFVE et al., 1997), sofrendo

15

um estreitamento em sua barra (entre a Fortaleza de Santa Cruz e o Forte de São João),

onde a largura da baía se restringe a 1,6 km (QUARESMA et al., 2000).

Segundo AMADOR (1997), a profundidade média da baía é de 7,6 metros.

MAYR et al. (1989) citam que ao longo do canal principal, onde se encontra o eixo

principal da Baía, a profundidade média é de 20 m, já no extremo noroeste desta a

profundidade é em torno de 1 m durante a baixa-mar.

16

CAPÍTULO 5

O MODELO DE ONDAS WAVEWATCH III versão 3.14

O WAVEWATCH III é um modelo espectral de terceira geração desenvolvido

no National Centers for Environmental Prediction (NCEP/NOAA), que utiliza o

método de diferenças finitas e a forma Euleriana para resolver a equação do balanço da

densidade de ação de onda (Equação 3) para os espectros do vetor de onda. Nesta

equação é assumido que as propriedades do meio (profundidade da água e velocidade da

corrente), assim como o campo de ondas, variam em escalas de tempo e espaço que são

consideravelmente maiores que as escalas de ondas individuais. A partir da

incorporação das novas opções de termos fonte, a nova versão do modelo, v. 3.14,

permite que este seja aplicado para águas mais próximas à área costeira. No entanto, a

física da zona de surf implementada até então ainda é bastante rudimentar (TOLMAN,

2009). Seguem abaixo a equação governante do modelo (Equação 3) e suas respectivas

variáveis (Equações de 4 a 8).

SNNk

kNN

t

Ng

coscos

1 (3)

R

Ucg

cos (4)

cos

sin

R

Ucg (5)

R

cg

g

costan (6)

m

Uk

m

d

dk

1 (7)

s

Uk

s

d

dk

(8)

17

Onde N é o espectro de densidade de ação de onda, t o tempo, φ a latitude, λ a

longitude, θ a direção perpendicular à crista da onda, k o número de onda, k

o vetor de

onda, s é a coordenada na direção θ , m a coordenada perpendicular a s, S representa o

efeito líquido de fontes e sumidouros para o espectro F de variância, σ é a freqüência

relativa (a qual é observada em um referencial que se move com a corrente média e é

utilizada se os efeitos das correntes médias nas ondas são considerados), R o raio da

Terra, λU e σU são as componentes da corrente U

, gc a velocidade de grupo e d a

profundidade média local.

O espectro de densidade de ação de onda N(k,θ )=F(k,θ )/σ é o espectro

escolhido para o modelo, pois nos casos em que a corrente deve ser considerada, a

energia ou variância de uma componente espectral não é conservada, devido ao trabalho

realizado pela corrente na transferência de momento médio das ondas (LONGUET-

HIGGINS e STEWART, 1961, 1962). Contudo, a ação de onda A=E/σ é conservada

(WHITHAM, 1965; BRETHERTHON e GARRETT, 1968), onde E representa a

variância (energia) total.

Em termos de aproximações numéricas, tem-se que a Equação (3) é utilizada no

modelo de forma modificada, uma vez que ela é resolvida em uma grade numérica com

número de onda variável. Tal fato possibilita que o comprimento de onda sofra

alterações à medida que a onda se propaga, e, então, obstáculos como ilhas em grades

inferiores (subgrades) são considerados. A versão modificada dessa equação é utilizada

para descrever apropriadamente o efeito de dispersão para as equações discretizadas nos

esquemas numéricos selecionados para o modelo (TOLMAN, 2009).

Se a Equação (3) fosse resolvida diretamente, ocorreria uma redução efetiva da

resolução espectral em águas rasas (TOLMAN e BOOIJ, 1998). A grade numérica com

número de onda variável evita essa perda de resolução em função de incorporar as

mudanças cinemáticas do número de onda devido ao processo de empinamento. A grade

em questão corresponde a uma grade de freqüência invariante no tempo e no espaço

(TOLMAN e BOOIJ, 1998).

Com relação aos termos fonte, existem diferenças na modelagem entre águas

profundas e rasas. Em águas profundas, geralmente, o termo fonte líquido S é composto

por três termos: o termo de interação vento-onda (Sin), um termo de interações não

18

lineares onda-onda (Snl) e um termo de dissipação (whitecapping) (Sds). O termo Sin é

dominado pela função exponencial. Para que o crescimento inicial da onda seja mais

realístico, um termo linear com entrada de energia (Sln) também pode ser considerado

no modelo (TOLMAN, 2009).

Já em águas intermediárias e rasas, outros termos também devem ser levados em

consideração devido aos processos decorrentes de regiões com menores profundidades,

são eles: o termo de interação onda-fundo (Sbot), o termo de quebra da onda induzida

pela profundidade (Sdb) e o termo de interações tríade onda-onda (Str). No modelo,

também podem ser utilizados os termos fonte de espalhamento de onda devido às

características do fundo (Ssc) e o termo adicional (Sxx), os quais são definidos pelo

usuário (TOLMAN, 2009).

Portanto, a equação geral de termos fonte (Equação 9) pode ser descrita como:

S = Snl + Sin + Sln + Sds + Sbot + Sdb + Str + Ssc + Sxx (9)

As características gerais do WAVEWATCH III v. 3.14 estão delineadas a seguir

(NOAA, 2009):

- As equações governantes incorporam o processo de refração e a deformação do

campo de onda devido às variações temporal e espacial da profundidade média e da

corrente média.

- As parametrizações dos processos físicos (termos fonte) incluem o crescimento

e a diminuição da onda devido à ação do vento, interações ressonantes não lineares,

dissipação (whitecapping), fricção com o fundo, quebra da onda por influência do fundo

e o espalhamento devido às interações com o fundo.

- Está incluída a alteração dinâmica da cobertura de gelo.

- O código utilizado está escrito na linguagem FORTRAN 90.

- O modelo pode ser executado com grade esférica ou cartesiana.

- O processo de aninhamento pode ser utilizado de duas maneiras. A primeira

delas é executando o modelo com as grades sendo processadas de forma consecutiva,

como se fossem modelos separados, a partir da grade de menor resolução espacial. A

outra maneira é uma aproximação de “mosaico”, em que um número arbitrário de

grades pode ser considerado com interações nos dois sentidos entre todas as grades

19

(TOLMAN, 2006, 2008). Nesta nova versão está disponível uma aproximação na qual

uma grade móvel pode deslocar-se ao longo de um caminho definido pelo usuário, o

que permite, por exemplo, a modelagem de furacões distantes da costa (TOLMAN e

ALVES, 2005). A grade móvel é válida somente em águas profundas sem massas de

terra ou correntes.

- Os espectros de energia da onda são discretizados usando-se um incremento

direcional constante (que cobre todas as direções), e uma grade do número de onda que

varia espacialmente. Esta grade corresponde a uma grade de freqüência logarítmica

intrínseca invariante (TOLMAN e BOOIJ, 1998).

- A propagação de ondas pode ser descrita por esquemas numéricos de primeira

ou terceira ordem (TOLMAN, 1995).

- O modelo pode ser processado em serial ou em paralelo.

Com relação ao desempenho do modelo, TOLMAN e CHALIKOV (1996)

mostraram que a versão anterior do WAVEWATCH III, a versão 2.22, já era excelente

em pistas pequenas, e em pistas médias e longas teria desempenho análogo ao do

WAM, sendo menos propício a apresentar erros numéricos (TOLMAN e CHALIKOV,

1996). Espera-se então, que com as modificações realizadas nesta nova versão melhores

resultados possam ser obtidos.

20

CAPÍTULO 6

BASE DE DADOS

Nesta seção são descritas as principais características das fontes de dados

utilizadas na presente pesquisa. Os campos atmosféricos são oriundos do projeto

Reanalysis I e os dados batimétricos são provenientes de duas fontes, do modelo de

relevo ETOPO1 e das cartas náuticas da Diretoria de Hidrografia e Navegação da

Marinha do Brasil.

6.1. CAMPOS ATMOSFÉRICOS: REANALYSIS I – NCEP/NCAR

O projeto Reanalysis surgiu em 1991 através da cooperação entre o National

Centers for Environmental Prediction (NCEP) e o National Center for Atmospheric

Research (NCAR), com o intuito de produzir análises globais de campos atmosféricos.

Para isso, o projeto vem assimilando dados de diversas fontes, tais como, estações

meteorológicas em superfície, radiossondas, navios, satélites, aeronaves e outras. Estes

dados são cedidos por diferentes países e organizações de todo o mundo.

Após a aquisição e decodificação, um pré-processador realiza um controle de

qualidade dos dados antes destes serem submetidos a um sistema de assimilação, que

permanece imutável desde 1957. O fato do sistema se manter inalterado garante que não

haja saltos climáticos no produto final. Feito isto, um supercomputador, o qual tem a

capacidade de produzir até um mês de reanalysis por dia (KALNAY, 1996), executa um

modelo meteorológico global a fim de gerar campos atmosféricos para diversas

variáveis. Os resultados da modelagem numérica são disponibilizados em três formatos:

quatro vezes por dia, médias diárias e médias mensais.

As variáveis produzidas são classificadas em quatro classes (A, B, C e D), de

acordo com o grau de influência exercido pelos dados e/ou pelo modelo sobre elas. A

precipitação, por exemplo, é uma variável C, ou seja, é completamente determinada

21

pelo modelo durante a assimilação dos dados e, portanto, deve ser utilizada com cautela

(KALNAY, 1996).

Os fenômenos meteorológicos observados nos resultados do modelo são

limitados em função das resoluções espaciais e temporais. Em geral, a resolução

espacial é em torno de 210 km e a temporal de 6 horas, possibilitando assim, que

somente fenômenos de grande escala sejam analisados.

ROCHA et al. (2004) verificaram que a qualidade das reanalysis pode estar

sujeita à condições extremas, originando subestimação da altura significativa de onda

quando campos de vento a 10m são utilizados como condições de contorno. Tal fato foi

observado em um estudo de hindcast ao comparar as simulações de ondas superficiais

geradas pelo WAVEWATCH III com dados de altimetria do TOPEX, na presença de

intensos ciclones extratropicais no Atlântico Sul.

SETZER e KAYANO (2009) investigaram as limitações das reanalysis para

altas latitudes no Hemisfério Sul através da comparação entre as reanalysis I e II do

NCEP/NCAR e as reanalysis do European Centre for Medium-Range Weather

Forecasts (ECMWF). Os parâmetros confrontados foram a temperatura em 1000 hPa e

a pressão ao nível médio do mar. Os autores perceberam diferenças significativas entre

os valores e atribuíram tal discrepância à falha no controle de qualidade dos dados

medidos na região e ao fato da atmosfera antártica diferir da atmosfera padrão, utilizada

globalmente para a redução de pressão e temperatura a outros níveis da atmosfera, em

casos de frio extremo.

Detalhes da configuração do modelo, da confiabilidade das variáveis geradas, do

processo de avaliação e assimilação de dados e outras informações sobre as reanalysis

podem ser encontradas em KISTLER (2001).

6.2. BATIMETRIA

6.2.1. ETOPO1 1 ARC-MINUTE GLOBAL RELIEF MODEL - NOAA

O ETOPO1 é um modelo de relevo global criado em 2008 pelo National

Geophysical Data Center (NGDC/NOAA) a partir do aperfeiçoamento da resolução e

22

acurácia da sua versão anterior, o ETOPO2v2. O ETOPO1 está disponível em duas

versões, “Superfície de Gelo” (mantos de gelo do topo da Antártica e Groelândia) e

“Escudo Rochoso” (base dos mantos de gelo). Ambas as versões foram produzidas a

partir de diversos conjuntos de dados digitais regionais e globais cedidos por

instituições acadêmicas e agências governamentais americanas e internacionais. Antes

de tais versões serem geradas, o conjunto de dados é colocado no mesmo sistema de

coordenadas, editado e manipulado a fim de prover os resultados com maior eficácia

(AMANTE et al., 2009). Após a geração dos resultados, estes passam por um processo

de controle de qualidade antes de serem disponibilizados.

A cobertura dos dados topográficos e batimétricos disponibilizados pelo

ETOPO1 engloba toda a superfície terrestre, desde -90º a +90º em latitude e -180º a

+180º em longitude.

O objetivo de criar o modelo de relevo em questão é servir de auxílio na

previsão, modelagem e avisos de tsunamis, e na modelagem da circulação oceânica

(AMANTE et al., 2009).

Os resultados do modelo podem ser adquiridos em três formatos básicos,

binário, ASCII e XYZ (longitude, latitude e profundidade), com resoluções espaciais

para todo globo de 1’, 2’, 4’ e 10’. Na costa dos Estados Unidos e nos grandes lagos

americanos o modelo é processado com resoluções espaciais de 3’’, 6’’, 15’’, 30’’, 1’,

2’, 2,5’, 4’, 5’ e 10’.

É mostrado na Tabela 3 um resumo das principais características do ETOPO1.

Tabela 3: Especificações do modelo de relevo ETOPO1. Adaptada de AMANTE et al. (2009).

Versões Superfície de Gelo, Escudo Rochoso

Área de Cobertura Global: -180º a +180º, -90º a +90º

Sistema de Coordenada Graus decimais

Datum Horizontal World Geodetic System of 1984 (WGS 84)

Datum Vertical Nível do Mar

Unidade Vertical Metros

Tamanho da Célula 1 Arco-Minuto

Formato de Grade Múltiplo: netCDF, g98, binário, tiff, xyz

23

6.2.2. CARTAS NÁUTICAS - DIRETORIA DE HIDROGRAFIA E

NAVEGAÇÃO (DHN)

A Diretoria de Hidrografia e Navegação da Marinha do Brasil tem a obrigação

de manter, por meio do Centro de Hidrografia da Marinha (CHM), todas as cartas

náuticas em águas jurisdicionais brasileiras atualizadas (MARINHA DO BRASIL,

2011).

As cartas náuticas são documentos cartográficos produzidos a partir de

levantamentos em qualquer massa de água navegável, como mares, baías, canais, lagos

e áreas oceânicas. Elas são criadas, geralmente, na Projeção Mercator para auxiliar o

navegador nos sistemas de navegação em tempo real e no planejamento de operações

navais, sendo fabricadas em papel e em formato digital (raster e vetoriais). Nelas são

fornecidas informações de profundidade, obstáculos à navegação, natureza do fundo,

fundeadouros e áreas de fundeio, faróis, bóias e objetos de auxílio, altitudes, linha de

costa e contorno das ilhas, elementos de marés, correntes e as demais informações

requeridas para a segurança da navegação (MARINHA DO BRASIL, 2011).

As cartas náuticas são elaboradas a partir do documento “Elementos para

Construção da Carta Náutica (ECCN)”, o qual contém as informações necessárias para a

confecção das cartas. Essas informações englobam as plantas batimétricas, plantas

topográficas, imagens de radar, de aerofotogrametria e satélites, quadros de maré e

outros (MARINHA DO BRASIL, 2011).

Os dados batimétricos apresentados nas cartas não são regularmente espaçados,

contudo são referenciados em termos de latitude e longitude, possibilitando assim, a

geração de uma malha igualmente espaçada.

24

CAPÍTULO 7

FUNÇÕES ORTOGONAIS EMPÍRICAS

As Funções Ortogonais Empíricas, do inglês Empirical Orthogonal Functions

(EOFs), ou Componentes Principais (Principal Components, PCs) são funções que

permitem analisar os padrões de variabilidade espacial e temporal de um determinado

processo, fornecendo também uma medida da importância de cada padrão

(BJÖRNSSON et al., 1997). Os padrões espaciais são chamados de EOFs e as séries

temporais de PCs.

Este método estatístico vem sendo extensivamente utilizado em decorrência da

maior parte da variância de uma série temporal ser explicada pelos primeiros modos

(LIMA, 2011). Outro motivo é devido à possibilidade de relacionar os padrões de cada

um desses modos a modos dinâmicos, ou comportamentos físicos (KAIHATU et al.,

1997 apud LIMA, 2011), o que permite utilizar esta técnica nas áreas de geociências,

como, por exemplo, meteorologia e oceanografia. Deve ser lembrado que a relação

física ou matemática entre os modos das EOFs e os modos dinâmicos não é

necessariamente existente.

O nome ortogonal surge do fato de as EOFs não serem correlacionadas no

espaço. Formalmente, as EOFs são definidas como os autovetores da matriz de

correlação cruzada entre os pontos de grade (NORTH et al., 1982). Esta técnica tem

como propósito reduzir um conjunto de dados com grande número de variáveis para um

conjunto menor, que represente uma grande fração da variância contida nos dados

originais. Além disto, BERGANT (2002) cita que os resultados das análises das EOFs

também servem para detectar valores espúrios nos dados climatológicos. Está fora do

escopo deste trabalho apresentar matematicamente o método em questão. Para isso,

algumas referências podem ser consultadas, seguem como sugestão: BJÖRNSSON

(1997), NORTH (1982) e LORENZ (1956).

É importante destacar que cada padrão de variabilidade espacial está associado a

uma série temporal que abrange o período dos dados utilizados. De maneira

25

simplificada, pode ser dito que as EOFs apresentam os padrões mais comuns, aqueles

que mais aparecem nos campos da variável analisada durante o período que está sendo

considerado. Como exemplos, podem ser citados campos de pressão atmosférica ao

nível do mar, registrados a cada 6h durante um período de dois anos para todo o

Hemisfério Sul. Ao aplicar o método em questão para analisar tal variável, os sistemas

semi-permanentes, tais como o Anticiclone Subtropical do Atlântico Sul e o Anticiclone

Subtropical do Pacífico Sul, serão percebidos mais facilmente pelas EOFs em relação

aos sistemas transientes, como os ciclones extratropicais. O que significa dizer que nos

primeiros padrões espaciais, que são aqueles representados pela maior porcentagem da

variância, estarão presentes os sistemas atmosféricos que permanecem por mais tempo

sobre uma mesma posição, e em seguida estarão presentes aqueles que ocorrem com

freqüências menores.

26

CAPÍTULO 8

CLIMATOLOGIA DE CICLONES NO ATLÂNTICO SUL

Os ciclones são centros de baixa pressão, os quais podem ser formados por

mecanismos distintos, em várias regiões do planeta e em diversos níveis da atmosfera

(PETTERSSEN, 1956). A região em que cada um deles se forma é fundamental na

caracterização do sistema.

Os ciclones extratropicais são formados em latitudes superiores a 30º, possuindo

núcleos frios, fortes ventos e intenso cisalhamento vertical, além de estarem associados

a bastante nebulosidade e ao declínio da temperatura. Estes sistemas são baroclínicos, o

que indica que eles extraem energia dos gradientes de temperatura da grande escala

espacial (ANTHES, 1982).

Os ciclones subtropicais são frios, podendo ser formados em decorrência do

desprendimento de um centro de baixa pressão agregado a um sistema frontal, sendo os

sistemas mais persistentes de todos os sistemas ciclônicos (RAMAGE, 1962).

Os ciclones tropicais são baixas pressões quentes que se formam, comumente, a

partir de distúrbios no escoamento de leste, com convecção intensa devido à grande

liberação de calor latente (AHRENS, 1994) sobre os oceanos, cujas temperaturas da

superfície do mar (TSM) são superiores a 26,5ºC. Nestes sistemas é notado fraco

cisalhamento vertical do vento (AHRENS, 1994).

Por fim, grandes gradientes de TSM dão origem à outra classe de ciclones, os

ciclones explosivos, também chamados de ciclones bombas. Estes gradientes aumentam

a instabilidade termodinâmica do ar, o que faz surgir os altos fluxos de calor sensível e

latente em baixos níveis. A instabilidade aliada à fraca dissipação de energia sobre a

superfície e à forte ascendência do ar a leste de um cavado de onda curta no nível de

500 hPa dão origem aos ciclones bombas. Em geral, estes sistemas se formam em

estações mais frias sobre o oceano, adquirindo uma taxa de aprofundamento mínima de

1 hPa/h (SANDERS & GYAKUM, 1980) e apresentando a vorticidade em baixos níveis

27

e divergência em altos mais intensas que outras classes de ciclones nas primeiras 24

horas (PALMEIRA, 2008).

No oceano Atlântico Sul, o leste da Argentina (45ºS) e o leste do Uruguai (30ºS)

aparecem como as duas principais regiões de origem de ciclones extratropicais

(ROCHA et al., 2004). SINCLAIR (1995) comenta que o período de maior ocorrência

de ciclogênese nestas regiões se dá entre os meses de abril e setembro. REBOITA

(2008) identificou uma terceira região ciclogenética na costa leste da América do Sul,

chamada em seu trabalho de RG1. Esta pode ser vista na Figura 5 entre as latitudes 25ºS

e 30ºS, onde se identifica um núcleo ciclogenético com densidade entre 75 e 100 x 10-4

km-2

ciclones, que se formaram com valores de vorticidade relativa menores que -1,5 x

10-5

s-1

, no período entre 1990 e 1999. Por esta região se situar entre as latitudes citadas,

ela não é considerada uma região extratropical.

Figura 5: Densidade de ciclones (10-4 km-2) que se formaram com valores de vorticidade relativa

menores que -1,5 x 10-5 s-1 no período entre 1990 e 1999. Na escala de cores, o valor 1,5 refere-se a,

aproximadamente, 37,5 sistemas. Fonte: REBOITA (2008).

A Cordilheira dos Andes exerce papel fundamental na formação e manutenção

dos sistemas ciclônicos, uma vez que ela atua na distribuição das massas de ar, na

interação das ondulações atmosféricas com as correntes de jato e também no transporte

de calor e umidade da região amazônica para as latitudes superiores (PALMEIRA,

2002).

Segundo FERREIRA (1989), a estação do ano influencia no processo de

desenvolvimento dos ciclones. No verão, os ciclones dependem da instabilidade

hidrodinâmica e da interação com sistemas convectivos. Por outro lado, no inverno a

28

instabilidade baroclínica é dominante. Segundo BEU (2003) e GAN e RAO (1991), a

estação do ano mais favorável à ciclogênese é o outono.

NECCO (1982) avaliou as ocorrências de ciclones sobre a América do Sul, e

percebeu que 70 % se formam entre as latitudes 10ºS e 55ºS e longitudes 0º e 90ºW.

Deste total, 20 % têm origem no Pacífico Sul e 50 % são provenientes do continente e

do oceano Atlântico Sul.

TROUP e STRETEN (1971) identificaram as regiões de ciclogênese a partir de

imagens de satélites. Foi visto que, nos resultados preliminares para o Hemisfério Sul,

as ciclogêneses ocorrem de maneira mais acentuada em latitudes médias, entre 35° e

55°S. Sobre a América do Sul e oceano Atlântico Sul, até 30°W, metade das

ciclogêneses acontecem ao norte de 35°S, com maior freqüência sobre o oceano no

verão e sobre o continente no inverno.

GAN e RAO (1991) utilizaram dez anos de dados com o intuito de identificar as

estações preferenciais de ciclogênese sobre a América do Sul. Os dados foram

produzidos a partir de dados mensais de precipitação, dados de estações de rádio-

sondagem e informações de cartas de superfície. Os autores perceberam que a

quantidade de sistemas varia sazonalmente, sendo o inverno e o outono as estações de

maior freqüência do fenômeno. Em relação à variação interanual, os anos de 1983 e

1987 apresentaram os maiores índices de ocorrência de ciclogênese. Nestes anos o El

Niño foi bastante intenso, o que sugere uma relação direta entre os fenômenos. GAN e

RAO (1991) também identificaram duas regiões ciclogenéticas sobre a América do Sul

(Figura 6), a primeira sobre o Uruguai (31,5ºS e 55ºW), com máximos no inverno, e a

segunda sobre o Golfo de São Matias (42,5ºS e 62,5ºW), com máximos no verão.

29

Figura 6: Distribuição anual da frequência de ciclogêneses na América do Sul. Fonte: REBOITA (2008).

Assim como em GAN e RAO (1991), os trabalhos que envolvem a climatologia

de ciclones, em geral, indicam que as direções de propagação destes sistemas no

Atlântico Sul são para sudeste, quando os sistemas são originados mais ao norte, e para

leste, quando originados mais ao sul.

Com relação à intensidade dos sistemas ciclônicos, BEU (2003) apud CAMPOS

(2009), baseado em trabalhos pretéritos, menciona que na fase quente do El Niño

Oscilação Sul (ENOS), as ondas atmosféricas possuem um ciclo de vida de caráter mais

explosivo em função do aumento da baroclinicidade e do jato em altos níveis. No

entanto, os ciclones não crescem o suficiente para irradiar energia para os níveis mais

altos da atmosfera e, como resultado, não atingem um desenvolvimento tão vigoroso

como na fase positiva da Oscilação Sul. Tal fato reflete em maior quantidade de

ciclones intensos em anos de La Niña.

30

CAPÍTULO 9

RESULTADOS E DISCUSSÕES

Após pesquisar sobre os eventos de ondas extremas ocorridos na Baía de

Guanabara foi visto que eles não são tão raros, podendo ocorrer até mais de uma vez por

ano, como aconteceu em 1988. É possível observar na Tabela 4 um resumo das

conseqüências de algumas ressacas extraídas de SANTOS et al. (2004), VIEIRA

(2010), NASCIMENTO (2011), matérias em sítios da internet e jornais em geral.

Tabela 4: Resumo das conseqüências das ressacas ocorridas na Baía de Guanabara.

Data Conseqüências

14/07/1892 Destruição do cais das barcas do município de Niterói

1919 A fúria do mar despedaça as amuradas de cantaria da Av. Beira Mar, as jogando

longe, derrubando inclusive os postes de iluminação pública

1921 As amuradas da av. Beira Mar foram derrubadas em alguns pontos

27/10/1927 Destruição do cais das barcas no Rio e em Niterói

11/03/1958 Areias e lixo no calçadão das praias das Flexas e Icaraí

6/08/1959 Ondas atingiram a praia do Flamengo

19/04/1963 Destruição do cais das barcas do Rio, Niterói e Paquetá e calçadão de Icaraí

04/08/1983

Ondas de 3 m de altura destruíram o calçadão da praia de Boa Viagem. Destruição

do calçadão da praia de São Francisco

08/03/1988 Destruição de barcos na Marina da Glória e do Iate Clube do Rio

11/08/1988

Destruição da Marina da Glória. Areia, pedras e lixo foram depositados no calçadão

da praia das Flexas. Na praia de Icaraí a tubulação de esgoto foi destruída

31/05/1997

Destruição da ciclovia do Flamengo. Na praia de Icaraí a tubulação de esgoto em

frente à rua Miguel de Frias foi destruída

01/06/1999

Destruição do calçadão do Gragoatá e da tubulação de esgoto na praia de Icaraí

04/06/2006 Ondulações de até 3 m. A força da ressaca fez parte da calçada da orla se romper e

ser jogada para a pista entre as praias de Icaraí e das Flexas.

24/04/2008 Ondas com até 3 metros invadiram a Baía de Guanabara e atingiram uma das barcas

que fazia o trajeto Rio - Niterói, deixando 20 feridos no total

01/10/2009 Registros de ondas de 1,5 m. O mar tomou toda a faixa de areia, principalmente

pela manhã, chegando ao calçadão das praias de Icaraí, Flexas e Boa Viagem

08/04/2010 As ondas alcançaram entre 4 e 5 m. A ressaca também provocou a interdição do Aterro do Flamengo. Ondas atingiram o Aeroporto Internacional Santos Dumont

31

As fotografias da Figura 7 e Figura 8 retratam algumas cenas dos eventos de

2010 e 2008, respectivamente. Na Figura 7, nas fotografias superior esquerda e inferior,

é demonstrada a quebra de ondulações na Laje do Pirata, próxima à embocadura da

baía. Ainda na Figura 7, fotografia superior direita, vê-se uma ondulação atingindo parte

da pista do aeroporto Santos Dummont. Na Figura 8 é mostrada uma das barcas, que faz

a travessia entre as cidades do Rio de Janeiro e Niterói, sofrendo influência do evento

extremo de ondas ocorrido em 2008.

Figura 7: Imagens da ressaca na Baía de Guanabara em abril/2010. Fonte: O Globo.

Figura 8: Imagens da ressaca na Baía de Guanabara em abril/2008. Fonte: O Globo.

Antes de escolher os casos de estudo, os campos de vento zonal e meridional a

10 m foram utilizados para calcular a anomalia de vorticidade relativa, entre os anos de

1948 e 2010. Com o objetivo de determinar a área de atuação dos ciclones (AAC)

32

geradores das ondulações que adentram a Baía de Guanabara, foram computados os

doze primeiros modos das EOFs a partir da anomalia para o mesmo período. Todavia,

estes modos não serão mostrados aqui, uma vez que, em função do tamanho do domínio

espacial, muitos ruídos se fizeram presente, abrangendo sistemas atmosféricos que não

estavam sendo investigados e, portanto, desfavorecendo a percepção do sinal do

fenômeno procurado. Ao analisar uma área muito extensa, outros fenômenos acabam

sobrepujando os ciclones deste estudo, fazendo com que esses últimos tenham pouca

contribuição na variância dos modos e, então, os tornam praticamente invisíveis na

análise espacial.

Não obtendo êxito na utilização das EOFs, determinou-se a AAC a partir da

observação visual dos campos de vorticidade relativa de cinco casos que tiveram grande

repercussão na mídia e que já foram citados em algum tipo de pesquisa acadêmica. Os

casos selecionados para serem investigados neste estudo foram: agosto de 1988, maio

de 1997, abril de 2008, outubro de 2009 e abril de 2010. CANDELLA (1997) reporta os

casos de 1988 e 1997 em sua dissertação, VIEIRA (2010) aborda o evento de 2009 e,

por fim, NASCIMENTO (2011) retrata os casos de 2008 e 2010 em seu trabalho.

Examinando os campos de vorticidade relativa, foi percebido que a AAC deveria

compreender a região entre as latitudes 40ºS e 20ºS e as longitudes 55ºW e 20ºW, já que

na maioria dos eventos escolhidos os ciclones se mantinham estacionados dentro desta

área.

Na AAC foram criadas séries temporais da média espacial de vorticidade

relativa, com o propósito de estabelecer quando os ciclones predominaram sobre a

região em cada evento de extremos de onda. O predomínio dos ciclones pode ser

identificado através de valores negativos de vorticidade na Figura 9.

33

(a)

(b)

(c)

34

(d)

(e)

Figura 9: Séries temporais da média espacial de vorticidade relativa na área entre as latitudes 40ºS e 20ºS

e longitudes 55ºW e 20ºW (AAC), para os eventos de: (a) 1988; (b) 1997; (c) 2008; (d) 2009; (e) 2010.

Fica nítido que nos cinco casos os ciclones persistiram na AAC por alguns dias.

Para facilitar a discussão, esses períodos de persistência estão registrados na Tabela 5.

35

Tabela 5: Períodos em que os valores da média espacial de vorticidade relativa foram negativos.

Ano de Ocorrência do

Evento Data Inicial (GMT) Data Final (GMT)

1988 08/08 18z à 12/08 18z

1997 29/05 12z à

04/06 18z à

03/06 12z

09/06 06z

2008 06/05 18z à

10/05 00z à

09/05 12z

11/05 06z

2009

16/09 18z à

23/09 12z à

27/09 00z à

05/10 18z à

19/09 18z

25/09 00z

01/10 18z

06/10 06z

2010 04/04 12z à 09/04 18z

Com exceção do ano de 2008, é possível notar que os picos negativos

observados na Figura 9 concordam com os dias em que a ressacas foram registradas,

11/08/1988, 31/05/1997, 02/10/2009 e 08/04/2010. Na série temporal de 2009 o pico

negativo desaparece horas antes de a ressaca ser reportada, mostrando que a vorticidade

negativa já estava deixando de dominar a AAC antes mesmo de o evento atingir seu

ápice. Este acontecimento revela o deslocamento do ciclone para leste (não mostrado

aqui) e, através da Teoria Linear de Ondas, pode ser percebido que as ondas demoraram

cerca de 60 horas para se propagar da região em que estavam sendo geradas até a

entrada da Baía de Guanabara. A série temporal de 2008 não apresenta valores

negativos próximos ao dia de ocorrência da ressaca, confirmando que o ciclone não

prevaleceu sobre a AAC. Daí surgem duas discussões, ou o ciclone foi muito pouco

intenso, com a vorticidade positiva dominando a AAC durante todo o período do

evento, ou ele estava fora da região onde a média espacial de vorticidade relativa foi

calculada. Esta questão voltará à tona durante os comentários a respeito das

características atmosféricas na ocorrência dos eventos.

A partir da Figura 9 não se pode inferir os valores de vorticidade em cada ponto

da região escolhida, já que as vorticidades negativas são anuladas pelas positivas e vice-

versa no cálculo da média. Adicionalmente, não se pode ter certeza que os ciclones

estavam estacionados na região, suposição esta que deve ser confirmada através da

análise dos campos de vorticidade e outros campos atmosféricos.

Foram escolhidos alguns campos meteorológicos para verificar a presença dos

ciclones, são eles: vorticidade a 10 m, pressão ao nível do mar, Omega em 500 hPa e

divergência em 300 hPa. Vorticidade a 10 m e pressão ao nível do mar representam o

36

estado da atmosfera em baixos níveis. Já Omega em 500 hPa e divergência em 300 hPa

demonstram o comportamento dos sistemas em médios e altos níveis, respectivamente.

É ressaltado aqui, que os ciclones são identificados através de valores negativos nos

campos de vorticidade e Omega em 500 hPa, valores positivos de divergência em 300

hPa e valores relativamente baixos de pressão ao nível do mar. Valores negativos de

vorticidade representam o giro horário, ciclônico, no Hemisfério Sul. Valores negativos

de Omega em 500 hPa indicam movimento ascendente do ar, o que é importante no

desenvolvimento de células convectivas e na manutenção do sistema. Valores positivos

de divergência em 300 hPa revelam divergência do ar em altos níveis, por conseguinte,

convergência em superfície, sugerindo movimento ascendente do ar. E, finalmente,

valores relativamente baixos de pressão representam menor quantidade de moléculas de

ar na coluna atmosférica em relação ao entorno, o que significa que a coluna de ar está

exercendo menos força sobre a superfície. Deste modo, é possível concluir que naquela

região o movimento descendente do ar é menor que nas regiões vizinhas. Quanto menor

os valores de pressão, mais intenso é o sistema, e quanto maior o gradiente de pressão,

mais fortes são os ventos.

A seguir serão mostradas as figuras dos campos meteorológicos de vorticidade a

10 m, pressão ao nível do mar, Omega em 500 hPa e divergência em 300 hPa de cada

evento no horário GMT que precede o horário de altura significativa máxima de onda

simulada pelo WAVEWATCH III.

Na Figura 10 estão representados os campos meteorológicos do caso de ressaca

de 1988.

37

(a) (b)

(c) (d)

Figura 10: Campos meteorológicos de 11/08/1988 06z: (a) Vorticidade Relativa a 10 m; (b) Pressão ao

nível do mar; (c) Omega em 500 hPa; (d) Divergência em 300 hPa.

Na Figura 10a e 10b é observado que o centro do ciclone se encontra em 35°S x

27°W, com valor de vorticidade relativa igual a -7 x 10-5

s-1

e pressão 993 hPa. No

campo de pressão (Figura 10b) é visto um intenso gradiente entre o ciclone e o

38

anticiclone da retaguarda, com 42 hPa separando o centro dos dois sistemas. Um forte

gradiente também pode ser encontrado no campo de vorticidade (Figura 10a). Pelo

posicionamento dos sistemas, é fácil ver que uma pista de SSE favorecia a formação das

ondas. Como era de se esperar, os valores de Omega são negativos no mesmo ponto,

porém o centro se encontra deslocado para sudeste. Os valores de divergência em

altitude aparecem praticamente nulos acima do centro do ciclone em superfície, tendo

este sistema em altitude se deslocado para sudeste, assim como pôde ser visto no campo

de Omega em 500 hPa. A partir deste instante o ciclone começa a perder de força,

obtendo valores mais altos de pressão no centro nos momentos seguintes (não mostrado

aqui).

Na Figura 11 são mostradas as características meteorológicas para o evento de

1997.

(a) (b)

39

(c) (d)



O posicionamento do ciclone fica bem marcado em todos os níveis da atmosfera

na Figura 11. Em superfície, tanto no campo de vorticidade quanto no de pressão, o

centro do ciclone aparece sobre a latitude de 30°S, próximo a longitude de 30°W. Já em

níveis médios e altos, vê-se, por Omega e pela divergência, que o centro do ciclone está

localizado entre 30°S e 35°S e 30°W e 20°W. Fortes gradientes podem ser observados

em todos os campos da figura. Assim como em 1988, a pista indicada pelos campos de

superfície é de direção SSE no momento que precede as maiores ondulações.

O caso de 2008 aparece na Figura 12, não ficando tão evidente quanto nos casos

mostrados até então.

40

(a) (b)

(c) (d)



Em baixos níveis, o centro de vorticidade negativa situado entre 30°S e 35°S da

Figura 12a está associado ao cavado da mesma região, visto no campo de pressão

(Figura 12b). Este cavado aparece como conseqüência da presença do ciclone, cujo

centro localiza-se entre 55°S e 50°S e 50°W e 40°W, o qual pode ser notado em ambos

41

os campos de superfície. Um pouco mais para leste, entre 40°W e 30°W, e nas mesmas

latitudes de baixos níveis, são encontrados valores negativos de Omega em níveis

médios e positivos de divergência em níveis altos, representando o sistema supracitado.

Neste caso, a pista gerada pelo ciclone seria de SSW. Todavia, será visto na análise da

modelagem numérica que o ciclone gerador da ressaca desta data não foi o observado

na Figura 12.

A fim de seguir a seqüência da descrição meteorológica deste caso, será

abordada agora uma breve discussão a respeito do sistema gerador das ondulações de

2008, a qual só poderá ser confirmada posteriormente ao examinar as figuras da

modelagem.

Dias antes das ondulações invadirem a Baía de Guanabara, no campo de pressão

ao nível do mar do dia 21/04/2008 às 18z mostrado na Figura 13, pode ser reparado que

um intenso ciclone, com centro indicando valor de 975 hPa, encontra-se a leste de

30°W. Este é o ciclone causador da ressaca em questão, na qual as ondulações foram

provenientes de SSE, assim como nos casos descritos Figura 13. Devido à distância do

sistema em relação à Baía, as ondulações demoraram alguns dias até alcançar a região.

Quando alcançaram, outro sistema já se situava a leste da América do Sul, como visto

na Figura 12. Fica evidente que a interface entre o ciclone e o anticiclone da Figura 13,

em que existe um gradiente de pressão bastante significativo, apresenta pista de sudeste.

42

Figura 13: Campo de pressão ao nível do mar (hPa) no dia 21/04/2008 às 18z.

Estão expostos na Figura 14 os campos atmosféricos do evento de 2009.

(a) (b)

43

(c) (d)



O centro do ciclone aparece posicionado, aproximadamente, em 35°S x 18°W

nos campos de vorticidade e pressão da Figura 14. Torna-se possível também a

identificação do centro do sistema em níveis médios (Omega) e altos (divergência),

entre 35°S e 30°S e 20°W e 10°W. Mais uma vez a pista tem direção SSE, confirmada

pela região entre os sistemas de alta e baixa pressão. Esta região possui gradiente de

pressão de 27 hPa, um pouco menos intenso que os gradientes dos casos anteriores,

cujos valores foram: 42 hPa para o ano de 1988, 30 hPa para 1997 e 48 hPa para 2008.

Os campos meteorológicos do último caso estudado, aquele referente ao ano de

2010, estão visíveis na Figura 15.

44

(a) (b)

(c) (d)



Em 30°S, entre 35°W e 30°W, está localizado o centro do ciclone gerador das

ondulações da ressaca do ano de 2010, exposto nos campos de vorticidade e pressão

(Figura 15). Neste evento, um quadripolo pode ser notado no campo de pressão (Figura

15b), em que este compreende dois sistemas de baixa pressão e dois de alta. Um forte

45

gradiente de pressão de 36 hPa entre o ciclone em 30°S e o anticiclone da retaguarda,

facilmente identificado também no campo de vorticidade (Figura 15a), cria uma pista de

SSE para a propagação das ondas. Em médios e altos níveis, campos de Omega (Figura

15c) e divergência (Figura 15d), também é possível distinguir a área de localização do

centro do ciclone, estando esta área posicionada a nordeste em relação ao centro dos

baixos níveis.

Seguindo o critério de REBOITA (2008) sobre o limiar considerado crítico para

eventos severos na formação do ciclone, são mostrados na Tabela 6 os períodos nos

quais os valores de vorticidade relativa no centro do ciclone apresentaram-se inferiores

a -2,5 x 10-5

s-1

por mais de 24 horas. Todos esses períodos são iniciados na formação

do ciclone.

Tabela 6: Períodos com valores de vorticidade relativa no centro do ciclone inferiores ao limiar inicial

crítico de -2,5 x 10-5 s-1.

Ano de Ocorrência do Evento Data Inicial (GMT) Data Final (GMT)

1988 09/08 00z 12/08 18z

1997 28/05 06z 02/06 00z

2008 17/04 18z 23/04 12z

2009 01/10 12z 03/10 18z

2010 04/04 06z 10/04 06z

A utilização do critério é válida somente no momento em que o ciclone está se

formando, contudo, os períodos expostos na Tabela 6 servem também para verificar o

momento nos quais os sistemas se desintensificaram. O importante é apenas que o

limiar perdure por mais de 24 horas a partir da formação, quando o critério passa a

valer.

Após entender as condições atmosféricas atuantes nos eventos extremos,

buscou-se compreender a resposta das ondas diante desses cenários. Para isso foram

feitas modelagens computacionais com foco em três parâmetros médios de onda, são

eles: altura significativa (Hs), direção de pico (Dp) e período de pico (Tp). O primeiro

passo para gerar as simulações foi criar os domínios computacionais através da

interpolação da batimetria.

46

Foram, então, produzidas cinco grades numéricas, cujos resultados da

interpolação estão apresentados em planta, das grades 1 a 4, e em perspectiva, grade 5,

na Figura 16.

(a) (b)

(c) (d)

47

(e)

Figura 16: Resultados da interpolação da batimetria para as grades numéricas: (a) grade 1 (AS), (b) grade

2 (BR), (c) grade 3 (SE), (d) grade 4 (RJ) e (e) grade 5 (BG). As escalas de cores representam as

profundidades em metros.

À medida que se aproxima da região de interesse, Baía de Guanabara, as

resoluções espaciais aumentam, com a finalidade de melhor representar os parâmetros

de onda. Não seria necessário que a grade 5 circunscrevesse toda a Baía de Guanabara,

pois os resultados das simulações foram gerados a 14,11 km da entrada da Baía. No

entanto, este feito não tem efeitos negativos para a modelagem além do possível

aumento do custo computacional, que neste caso, se ocorreu, foi ínfimo em razão da

grade 5 ser de exígua extensão. De qualquer forma, apesar de os resultados gerados

dentro da Baía não terem relevância neste estudo, foi resolvido criar a grade 5, da forma

mostrada, para uma possível interpretação dos processos de transformação da onda em

águas rasas em trabalhos futuros.

Observando-se a orientação da linha de costa (Figura 16), pode ser visto que a

direção das ondas deve ser de quadrante sul para que essas possam adentrar a Baía de

Guanabara, o que está de acordo com o posicionamento das pistas citadas nas figuras

dos campos atmosféricos.

Dispondo das grades numéricas e dos campos de vento a 10 m, o modelo foi

processado para cada um dos eventos de ressaca. Os resultados modelados nos cinco

primeiros dias de cada uma das simulações foram desprezados por causa do spin up do

WAVEWATCH III. O spin up representa o tempo que modelo demora para se ajustar às

48

condições iniciais e de contorno (tempo necessário para entrar em balanço, ou em

regime). Este tempo varia de acordo com o tamanho do domínio computacional, e

nestas simulações foram escolhidos cinco dias como margem de segurança. Durante o

spin up, os resultados não devem ser levados em conta, pois são considerados espúrios.

Na Figura 17 são mostrados os parâmetros médios de onda referentes à ressaca

de 1988.

(a)

(b)

49

(c)

Figura 17: Parâmetros médios de onda simulados para o evento extremo de 1988: (a) Hs; (b) Dp e (c) Tp.

No dia 11 de agosto de 1988 a altura significativa de onda atinge o seu clímax

(Figura 17a), obtendo o valor de 4,37 m. Neste mesmo instante, a direção de onda que

trouxe a maior quantidade de energia para o ponto de geração dos resultados (PGR) foi

179°, ou seja, as ondas eram oriundas de sul, confirmada pela Figura 17b. Isso indica

que a zona de geração dessas ondas não foi a pista mostrada na Figura 10b, o que

significa que, apesar da pista de sudeste no momento mais crítico da ressaca, as ondas

que alcançaram a Baía de Guanabara tinham sido formadas em outra região. À medida

que as horas foram passando durante o dia 11, a direção de pico foi mudando para SSE.

Antes da ressaca, as direções de pico foram superiores a 180°, exceto para um período

do dia 08, indicando a existência de uma pista de SSW.

O tempo necessário para crescer do ponto mínimo ao ponto máximo de Hs

perdurou da metade do dia 08 até o início do dia 11, apresentando um crescimento

abrupto durante o dia 10, com uma taxa de mais de 2 m em 24 horas (Figura 17a).

O período de pico se manteve entre 11 e 13,5 segundos desde a ocorrência da

altura significativa máxima (Hsmáx) até o final do dia 13 de agosto, alcançando seu

máximo 6 horas depois de Hsmáx no dia 11, com o valor de 13,42 segundos (Figura

17c). No horário de Hsmáx o Tp foi igual a 13,35 s. Acompanhando o repentino

crescimento de Hs, é visto que Tp variou mais de 6 s em menos de 24 horas durante o

dia 10 de agosto.

50

Estão representadas na Figura 18 as séries temporais de Hs, Dp e Tp durante o

evento extremo de 1997.

(a)

(b)

51

(c)


A ressaca de 1997 teve a variação da altura significativa de onda, entre os dias

29 e 31 de maio, em torno de 2,5 m em um período de 48 horas (Figura 18a). Esta taxa

de crescimento foi um pouco menos vigorosa que aquela do caso de 1988. A altura

significativa máxima aconteceu no dia 31/05, obtendo o valor de 3,85 m no horário de

4:48 z.

Quando a altura significativa de onda era máxima, o PGR recebia ondulações

com direção de pico de 165,3°, SSE (Figura 18b). Após a Hsmáx ter sido simulada, os

valores de Dp tiveram a tendência de diminuir, mas ainda sim não alcançando a direção

sudeste, pois até o último horário de simulação, 02/06/1997 às 3:36 z, o valor mínimo

atingido foi 149,3°. Essa diminuição dos valores de Dp está relacionada à mudança

paulatina de direção da pista à medida que o ciclone se deslocava para leste. Os valores

de Dp precedentes ao horário em que Hsmáx foi atingida variaram, em geral, entre 160°

e 200°, sugerindo ondas provenientes de quadrante sul durante toda a simulação.

O aumento do período de pico se dá de forma gradativa entre os dias 29/05 e

01/06 (Figura 18c), com o máximo acontecendo no dia 01/06/1997, um intervalo de

tempo relativamente longo após Hsmáx ter sido alcançada. O valor máximo de Tp foi

12,35 segundos, e no instante de Hsmáx, Tp simulado foi 11,66 s.

Na Figura 19 são vistos os parâmetros Hs, Dp e Tp para o caso de 2008.

52

(a)

(b)

53

(c)


No evento de 2008, as ondas não tiveram um aumento tão significativo quanto

aqueles mostrados nos dois casos anteriores, 1988 e 1997. A máxima altura significativa

de onda atingiu apenas 1,86 m na simulação, ocorrendo durante às 14:24 z do dia 24 de

abril (Figura 19a). Este valor é supostamente subestimado pelo modelo, pois, baseada

em notícias de jornais, NASCIMENTO (2011) cita que ondas de 3 metros atingiram a

Baía de Guanabara durante esta ressaca. A subestimação de Hs pode ter ocorrido devido

à baixa resolução espacial das componentes zonal e meridional do vento das reanalysis,

assim como ocorreu nos resultados obtidos por MARQUES DA CRUZ (2004).

Segundo ele, em eventos com altos valores de Hs, o modelo de ondas tem a tendência

de subestimar este parâmetro. Outros trabalhos já citavam esta característica, como, por

exemplo, BIDLOT et al. (2002) e SWAIL e COX (2000). SWAIL e COX (2000) apud

MARQUES DA CRUZ (2004) atribuiram a subestimação de Hs à subestimação de

fenômenos extremos na modelagem atmosférica.

A direção de pico simulada no instante de Hsmáx foi 152,8° (Figura 19b), o que

confirma a discussão a respeito da região em que o ciclone estava posicionado quando

as ondas foram geradas, realizada na análise dos campos atmosféricos. Até praticamente

a metade do dia 23 de abril, as direções de pico se concentravam basicamente entre

180° e 200°. Após esta data, Dp se mantém quase que constante em 152,8°.

54

É visto na Figura 19c a existência de três picos dominantes no gráfico, sendo que

o maior deles ocorreu no dia 22/04/2008 às 00z. Isto significa que o período de pico

máximo aconteceu 62 horas antes do horário de Hsmáx, com o valor de 15,06 segundos.

Já no instante de Hsmáx, Tp foi igual a 13,39 s. Os três picos de Tp (Figura 19c) estão

relacionados aos três picos de Hs (Figura 19a), sugerindo a chegada de três swells no

PGR entre os dias 19 e 26 de abril/2008.

É possível observar na Figura 20 as séries temporais de Hs, Dp e Tp para a

ressaca de 2009.

(a)

55

(b)

(c)


Observa-se na Figura 20a que, a partir do dia 29 de setembro de 2009, as ondas

começam a sofrer um ligeiro aumento, decaindo levemente a partir da metade do dia 30.

Logo no início do dia 01 de outubro, as ondas retomam a tendência de crescimento,

aumentando um pouco mais de um metro em 24 horas, quando então, atingem a altura

significativa de onda máxima. VIEIRA (2010), baseado em reportagens de jornais da

época, menciona que as ondas foram de 1,5 metros dentro da Baía de Guanabara no dia

da ressaca, sendo que o WAVEWATCH III obteve 2,95 m como Hsmáx simulado no

56

PGR, às 1:12 z do dia 02 de outubro. Como o PGR encontra-se a 14,11 km da entrada

da Baía, é razoável que a altura significativa sofra redução no deslocamento da onda

para uma região com menor profundidade.

Novamente a direção de pico foi SSE no momento de Hsmáx simulado (Figura

20b), com valor de 162,6°. Entre os dias 26 e 30 de setembro, as direções de pico

variaram de SSE para SE, mudando para valores superiores a 180° durante o dia 30. A

partir do início do dia 01 de outubro, Dp varia em torno de 160° (SSE).

O período de pico máximo ocorre horas antes do horário de Hsmáx, às 9:36 z do

dia 01 de outubro (Figura 20c). Seu valor foi de 13,53 segundos, enquanto que no

horário de Hsmáx, o modelo simulou 13,16 s. Durante 3 dias consecutivos, entre a

metade do dia 26 e a metade do dia 29 de setembro, os valores de Tp foram

praticamente constantes, próximos a 11 segundos. Daí por diante, os valores se

mantiveram abaixo de 10 s, voltando a aumentar no início do dia 01 de outubro.

A Figura 21 é a representação dos parâmetros médios do último caso de evento

extremo estudado, ocorrido no ano de 2010.

(a)

57

(b)

(c)


De maneira análoga ao evento extremo de 1988, o caso de 2010 apresenta uma

alta taxa de crescimento da altura significativa de onda entre os dias 5 e 7 e os dias 7 e 9

de abril (Figura 21a). Essa taxa foi de, aproximadamente, 2 m em um intervalo de 24

horas para ambos os períodos. O valor de Hsmáx simulado no evento de 2010 foi o

maior entre os casos estudados, chegando a 4,68 m. NASCIMENTO (2011), baseada

em notícias de jornais, relata que ondas entre 3 e 4 metros atingiram as praias da Baía

de Guanabara neste período. Assim como descrito no evento de 2009, a distância entre

58

o PGR e a Baía de Guanabara pode ter exercido influência no decréscimo das alturas de

onda.

Como em outros casos, a direção de onda mais energética no horário de Hsmáx

foi SSE (Figura 21b), sendo 160° o valor simulado. Quando o swell realmente começa a

exercer influência sobre o PGR, dia 05 de abril, as ondas têm direção de pico SW,

passando gradativamente à SE entre este dia e o final do dia 10.

É visto na Figura 21c que o período de pico aumenta a partir do dia 05 de abril,

concordando com a data das variações mais notáveis dos outros parâmetros, Hs e Dp. O

valor máximo de Tp, 12,71 s, acontece às 00 z do dia 09/04/2010, sendo 12,66 segundos

o valor no instante de Hsmáx.

A seguir é apresentado na Tabela 7 um resumo dos valores dos parâmetros

médios de onda no horário de máxima altura significativa (Hsmáx) simulada.

Tabela 7: Resumo dos valores dos parâmetros médios de onda no horário de máxima altura significativa

(Hsmáx) simulada.

Data do Evento Horário de

Hsmáx (GMT)

Hsmáx (m) Dp (°) Tp (s)

11/08/1988 8:24 4,37 179,0 13,35

31/05/1997 4:48 3,85 165,3 11,66

24/04/2008 14:24 1,86 152,8 13,39

02/10/2009 1:12 2,95 162,6 13,16

08/04/2010 21:36 4,68 160,0 12,66

Mesmo não dispondo de dados oceanográficos que possam ser comparados aos

resultados de Hs, Dp e Tp das simulações, sabe-se que nos eventos escolhidos condições

meteorológicas extremas estavam presentes, o que, por sua vez, tende a aumentar a

diferença entre os valores dos dados e dos resultados do hindcast (ROCHA et al., 2004).

Por este motivo os dados seriam de grande valia na validação da modelagem numérica.

Ainda com a esperança de visualizar o sinal, através das EOFs, dos ciclones

geradores das ondulações extremas que atingem a Baía de Guanabara, foi aplicado

novamente o método aos campos de anomalia de vorticidade, só que desta vez para uma

área mais restrita. A redução da área de aplicação desta técnica implica na diminuição

de ruídos, os quais não são referentes aos sistemas procurados.

59

Na Tabela 8 estão expostas as EOFs dominantes, ou seja, aquelas relacionadas

ao maior valor, em módulo, dos autovalores (AV) nos horários precedentes aos valores

máximos de Hs de cada evento.

Tabela 8: EOFs dominantes e seus respectivos autovalores nos horários precedentes aos valores de

Hsmáx.

Data do evento Horário precedente

aos valores de Hsmáx

EOF dominante Autovalor (AV)

11/08/1988 6 z 2 +1,85649

31/05/1997 0 z 2 +3,8347

24/04/2008 12 z 3 -1,0073

02/10/2009 0 z 5 -2,33551

08/04/2010 18 z 3 -4,45473

A terceira coluna da Tabela 8, EOF dominante, indica qual dos campos espaciais

de EOF teve maior influência dos sistemas atmosféricos no momento analisado, o que é

o mesmo que dizer qual dos campos predominou sobre a região estudada. Os

autovalores, mostrados na quarta coluna da Tabela 8, são aqueles que apresentaram os

maiores valores em módulo relacionados à EOF dominante do evento. Se os AV são

positivos, os valores dos campos de EOF, apresentados posteriormente, são os mesmos

que os indicados na figura, negativo representa negativo e positivo representa positivo.

Quando os AV são negativos, os valores indicados nos campos de EOF se invertem,

negativo representa positivo e vice-e-versa.

No caso de anticiclones, valores negativos de anomalia de vorticidade sugerem a

predominância de sistemas menos intensos que o campo médio, e valores positivos de

anomalia sugerem predominância de sistemas mais intensos, sendo o oposto válido para

ciclones.

Deve ficar claro que valores negativos/positivos de anomalia de vorticidade não

indicam a presença de ciclones/anticiclones, pois a anomalia representa o desvio em

relação à média. É possível que valores negativos de anomalia de vorticidade

representem um anticiclone menos intenso que a média em uma dada região, e não um

ciclone. No caso do presente estudo, foi verificado que a média dos campos de

vorticidade, entre os anos de 1948 e 2010, é pouco relevante no cálculo da anomalia de

60

vorticidade, ou seja, os campos de vorticidade são muito semelhantes aos campos de

anomalia desta mesma variável, o que pode ser observado na Figura 22, na qual são

apresentados os campos de vorticidade, anomalia de vorticidade e a média temporal da

vorticidade a 10 m entre 1948 e 2010. A Figura 22 é apenas um exemplo do que pode

ser visto, em geral, na comparação entre os campos supracitados. Seguindo esta

peculiaridade, se um ciclone é visto no campo de vorticidade, no campo de anomalia

aparecerá um sinal análogo. Logo, pode-se concluir que autovalores positivos/negativos

juntamente com valores negativos/positivos dos campos de EOF representam ciclones.

(a) (b)

61

(c)

Figura 22: Campos de: (a) Vorticidade a 10 m em 08/04/2010 18z; (b) Anomalia de vorticidade a 10 m

em 08/04/2010 18z; (c) Média temporal de vorticidade relativa a 10 m entre os anos de 1948 e 2010.

Serão mostradas adiante figuras que representam os padrões de variabilidade

espacial das cinco primeiras EOFs, as quais explicam 99,99% dos campos espaciais de

anomalia de vorticidade entre os anos de 1948 e 2010.

Na Figura 23 pode ser notada a presença de um dipolo, com um gradiente de

anomalia de vorticidade significativo entre o sistema da direita e o da esquerda. Tal

gradiente indica a região de pista, sobre a qual o vento escoa e transfere energia para as

ondas. A pista representada pela EOF1 tem direção SSW. Com exceção do ano de 2009,

cujo AV foi negativo, o dipolo representa um ciclone à direita e um anticiclone à

esquerda, se invertendo para o ano citado. Este padrão, apesar de não ter sido dominante

em nenhum dos eventos nos horários precedentes a Hsmáx, é aquele que explica a maior

variabilidade espacial de anomalia de vorticidade, alcançando 35,78 %.

62

Figura 23: Padrão de variabilidade espacial da EOF1 para a anomalia de vorticidade, entre os anos de

1948 e 2010.

A Figura 24 é a representação do padrão de variabilidade espacial da EOF2, que

explica 25,93 % da variabilidade. Este padrão foi predominante durante os eventos de

ressaca de 1988 e 1997. Nele, é visto um ciclone com o centro em, aproximadamente,

30°S e um anticiclone na retaguarda. Uma pista de SSE fica evidente na região de

transição entre os sistemas.


1948 e 2010.

63

A EOF3, mostrada na Figura 25, prevaleceu nos casos de eventos extremos dos

anos de 2008 e 2010, explicando 13,88 % da variabilidade espacial. Lembrando que os

sinais dos AVs nestes casos foram negativos, fica fácil concluir que um anticiclone

encontra-se no centro da Figura 25, enquanto um ciclone aparece na sua direita e outro

começa a surgir mais abaixo. Esta configuração favorece uma pista de SSE,

concordando com as direções de pico simuladas durante os horários de altura

significativa máxima de onda.


1948 e 2010.

O padrão espacial da EOF4 (Figura 26), o qual explicou 12,99 % da

variabilidade, não preponderou sobre nenhum dos eventos nos horários que

antecederam Hsmáx. Contudo, vale ressaltar que em 1997 e em 2010 os AVs tiveram

sinais positivos, caracterizando o sistema observado como um ciclone, e nos demais

eventos, sinais negativos, destacando um anticiclone.

64


1948 e 2010.

O evento de 2009 teve a EOF5 (Figura 27) como o seu padrão de variabilidade

dominante. Este padrão explicou 11,42 % da variabilidade espacial. Com o AV negativo

durante o horário precedente a Hsmáx, é mostrado no padrão espacial um anticiclone,

com centro em, aproximadamente, 29°S, em meio a dois ciclones. O ciclone da direita

apresenta uma pista com direção SSE, apontada para o estado do Rio de Janeiro, e

diferentemente dos sistemas mostrados anteriormente, este ciclone se encontra mais

afastado da costa.

65


1948 e 2010.

66

CAPÍTULO 10

CONCLUSÕES

Foram apresentadas as datas de dezesseis eventos de ressaca e suas

conseqüências na Baía de Guanabara desde o final do século XIX. Sem uma

periodicidade bem definida, esses eventos vêm ocasionando sérios danos às estruturas

costeiras e à população que utiliza o estuário com alguma finalidade. Cinco ressacas,

ocorridas nos anos de 1988, 1997, 2008, 2009 e 2010, foram caracterizadas

meteorologicamente e oceanograficamente no desenvolvimento desta pesquisa.

As séries temporais da média espacial de vorticidade relativa permitiram

quantificar e identificar a ocorrência e a persistência dos eventos estudados.

Os sistemas atmosféricos geradores dos casos abordados foram ciclones que, em

geral, permaneceram estacionados próximos à costa do estado do Rio de Janeiro. Em

todos os eventos ficou claro, na presença dos sistemas de baixa pressão, a existência de

fortes gradientes nos campos de vorticidade a 10 m, pressão ao nível médio do mar,

Omega em 500 hPa e divergência em 300 hPa. Tal fato confirma a severidade dos

eventos, ocasionando uma resposta sobre o oceano, ou seja, formando ondas mais

energéticas devido a ciclones mais intensos.

Nos anos de 2008 e 2009 ciclones extratropicais foram os sistemas geradores das

ondulações severas, diferentemente de 1988, 1997 e 2010, em que ciclones formados

entre os paralelos 25°S e 30°S deram origem aos eventos extremos. Provavelmente, o

tamanho da pista não foi o fator dominante para que as ondulações atingissem as alturas

simuladas durante os eventos de 1988, 1997 e 2010, pois a proximidade do ciclone à

costa não permitiu que a pista tivesse uma grande extensão. Nestes casos, atribui-se a

severidade dos eventos ao fato de os ciclones se manterem estacionados por um período

relativamente longo sobre um mesmo local. É interessante notar que nos casos em que

os ciclones foram extratropicais, 2008 e 2009, e, portanto, pistas maiores estavam

formadas, as alturas significativas máximas de onda foram menores que nos demais

67

casos. Portanto, o posicionamento do sistema atmosférico prevaleceu sobre o tamanho

da pista.

Segundo a classificação de REBOITA (2008), todos os sistemas podem ser

considerados intensos, pois tiveram valores de vorticidade relativa inferiores a -2,5 x 10-

5 s

-1 no momento de formação.

A direção de pico que, em geral, permite a entrada de ondas na Baía de

Guanabara é SSE. Uma média de Dp dos eventos estudados teve como valor 163,94°

durante o instante de Hsmáx.

A altura significativa de onda e o período de pico são parâmetros mais

dependentes da intensidade do sistema atmosférico gerador das ondulações que da

geografia local. Por isso, precisar valores a respeito dessas variáveis torna-se inviável

para eventos extremos. Contudo, é possível estimar, a partir dos casos estudados, uma

média dos valores máximos desses parâmetros. A altura significativa máxima

apresentou valor médio de 3,54 metros e o período de pico máximo teve média de 13,41

segundos.

Apesar de dados oceanográficos não estarem disponíveis para o ponto onde a

simulação de ondas foi realizada, pode ser dito que, qualitativamente, o

WAVEWATCH III v 3.14 conseguiu simular os eventos extremos, mostrando coerência

com relação à direção que a onda invade a Baía de Guanabara. Os valores de altura

significativa e período de pico, apesar de não poderem ser confirmados, estão de acordo

com o que se espera para eventos extremos na região, afirmação esta validada por

notícias de jornais da época das ressacas.

As cinco primeiras EOFs explicaram, praticamente, 100 % dos padrões de

variabilidade espacial da anomalia de vorticidade relativa, o que permitiu associar os

sistemas meteorológicos geradores das ondulações extremas com os eventos de ressacas

na Baía de Guanabara. Nos campos das EOFs foi possível observar e confirmar o que

foi citado durante a análise das simulações, que as ondulações extremas que atingem a

região de estudo são provenientes de SSE. Os eventos de 1988 e 1997 foram explicados

pela EOF 2, os eventos de 2008 e 2010 pela EOF 3 e o evento de 2009 pela EOF 5.

Logo, em função dos ciclones estudados estarem compreendidos nos primeiros padrões

de variabilidade, os quais explicam quase 100 % da variância espacial, percebe-se que

68

esses sistemas são relevantes dentre os sistemas transientes que se deslocam sobre o

Atlântico Sul.

A falta de dados oceanográficos impossibilitou a realização de uma análise

quantitativa dos parâmetros médios de onda, não sendo possível a aplicação de cálculos

estatísticos para a corroboração dos resultados da modelagem numérica. Segue como

sugestão a realização de uma análise criteriosa a respeito da gênese dos sistemas

ciclônicos, os quais dão origem às ondulações relativas a eventos extremos na Baía de

Guanabara. Para isso, outros parâmetros atmosféricos, não contemplados na presente

pesquisa, devem ser avaliados, tais como: índices de instabilidade atmosférica e fluxos

de umidade. Estudar a relação entre a intensidade dos ciclones avaliados nesta pesquisa

e os eventos de El Niño e La Niña pode proporcionar um melhor entendimento da

ocorrência dos eventos extremos de ondas. Campos atmosféricos com maior resolução

espacial e temporal, oriundos de outras fontes, também podem ajudar na compreensão

da intensidade dos ciclones, e, por conseguinte, das ondulações extremas.

69

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AVALIAÇÃO DE EVENTOS EXTREMOS DE ONDAS NA BAÍA …objdig.ufrj.br/60/teses/coppe_m/VictorAzevedoGodoi.pdf · Ao Felipe Marques, pela grande ajuda com as EOFs e discussões sobre