CENTRO DE CIÊNCIAS EXATAS E DA TERRA
PROGRAMA DE PÓS-GRADUAÇÃO EM CIÊNCIAS CLIMÁTICAS
MARIA RAYLA DOS SANTOS
ONDAS OCEÂNICAS SUPERFICIAIS A PARTIR DE RUÍDO SÍSMICO NO LITORAL LESTE DO NORDESTE BRASILEIRO
NATAL 2020
ONDAS OCEÂNICAS SUPERFICIAIS A PARTIR DE RUÍDO SÍSMICO NO LITORAL LESTE DO NORDESTE BRASILEIRO
Dissertação apresentada ao curso de Pós-graduação em Ciências Climáticas, da Universidade Federal do Rio Grande do Norte, como requisito parcial à obtenção do título de Mestre em Ciências Climáticas.
Orientador: Prof. Dr. Weber Andrade Gonçalves
NATAL 2020
Universidade Federal do Rio Grande do Norte - UFRN Sistema de Bibliotecas - SISBI
Catalogação de Publicação na Fonte. UFRN - Biblioteca Setorial Prof. Ronaldo Xavier de Arruda - CCET
Santos, Maria Rayla dos.
Ondas oceânicas superficiais a partir de ruído sísmico no litoral leste do Nordeste brasileiro / Maria Rayla dos Santos. - 2020.
67f.: il.
Dissertação (Mestrado) - Universidade Federal do Rio Grande do Norte, Centro de Ciências Exatas e da Terra, Programa de Pós-graduação em Ciências Climáticas. Natal, 2020.
Orientador: Weber Andrade Gonçalves.
1. Climatologia - Dissertação. 2. Microssismo - Dissertação. 3. Ondas oceânicas de gravidade - Dissertação. 4. PNBOIA - Dissertação. 5. Variabilidade costeira - Dissertação. I. Gonçalves, Weber Andrade. II. Título.
RN/UF/CCET CDU 551.58
ONDAS OCEÂNICAS SUPERFICIAIS A PARTIR DE RUÍDO SÍSMICO NO LITORAL LESTE DO NORDESTE BRASILEIRO
Dissertação apresentada ao curso de Pós-graduação em Ciências Climáticas, da Universidade Federal do Rio Grande do Norte, como requisito parcial à obtenção do título de Mestre em Ciências Climáticas.
Aprovada em: ______/______/______
BANCA EXAMINADORA
______________________________________ Prof. Dr. Weber Andrade Gonçalves
Orientador
UNIVERSIDADE FEDERAL DO RIO GRANDE DO NORTE
______________________________________ Prof. Dr. David Mendes
Membro interno
UNIVERSIDADE FEDERAL DO RIO GRANDE DO NORTE
______________________________________ Prof. Dr. Aderson Farias do Nascimento
Membro externo
Prof. Dr. Márcio Machado Cintra Membro externo
UNIVERSIDADE FEDERAL DO RIO GRANDE DO NORTE
______________________________________ Prof. Dr. Marcus Silva
Membro externo
Aos meus pais, Ana Maria da Silva Santos e Rosinaldo Pereira dos Santos, pelo amor e apoio, e aos meus animais Castiel, Mulan e Iggy pelos abraços que acalmaram meu coração. E a toda a minha família pelos milhares de sorrisos.
Às amigas Úrsula Martin e Gabriela Fernandes, pelas conversas e incentivos, e ao colega Daniel Queiroz, pelo suporte e conhecimento compartilhado.
À psicóloga Meriele Melo, que me ajudou a aproveitar esta caminhada.
Aos professores Márcio Machado Cintra, Aderson Farias do Nascimento e Weber Andrade Gonçalves que me acompanharam nesta jornada e a todos os professores que passaram pela minha vida, desde os 3 anos, e me inspiraram para este momento.
Ao Laboratório de Sismologia (LabSis/UFRN) pela disponibilidade de estrutura e dados.
À Coordenação de Aperfeiçoamento de Pessoal de Nível Superior (CAPES) pela concessão de bolsa de pesquisa.
We're in a library! Books! The best weapons in the world! This room's the greatest arsenal we could have – arm yourselves! (DAVIES, Russell T. Doctor Who: Tooth and Claw. 2006.)
O estudo da propagação e dissipação das ondas oceânicas é de extrema importância para segurança e eficiência de obras de engenharia em alto-mar, assim como para gestão da orla marítima costeira. Entretanto, existem dificuldades ligadas à obtenção de dados observados no mar que tornam uma boa amostragem espaço-temporal difícil de se obter. Uma alternativa para o preenchimento desses vazios nas observações provém da produção de dados de ondas oceânicas indiretamente através do efeito geofísico registrado por meio dos microssismos. As frequências dos sinais de interesse para esse fim estão em frequências menores do que 1 Hz (períodos > 1 s). Nesse contexto, esta pesquisa visa avaliar a associação de parâmetros das ondas oceânicas de gravidade e os sinais microssísmicos registrados no litoral leste do Nordeste brasileiro. Os dados oceanográficos são provenientes da boia Recife, única do Programa Nacional de Boias (PNBOIA) situada na costa oriental do Nordeste do Brasil, para o período de 12 de junho a 16 de novembro de 2015, além da saída do modelo WAVEWATCH III. Os dados meteorológicos são da reanálise ERA5 e imagens no canal infravermelho dos satélites GOES-13 e METEOSAT-10. Os dados sismológicos são oriundos da estação NBRF, instalada em Rio Formoso – PE (estação mais próxima a boia oceânica). A partir das análises de características das ondas de gravidade foi observado que a altura significativa (Hs) possui mediana de 1,99 m no inverno e 1,53 m na primavera, predominantemente de sudeste, com período de pico mediano de 8,3 s e 9,1 s para cada estação supracitada. A partir da investigação dos principais eventos oceânicos foi encontrado que os maiores Hs estão relacionados as avanço de frentes frias que intensificam os ventos nas extremidades da ASAS e os alísios de sudeste. Ao associar o pré-processamento e espectrogramas dos sismogramas foi revelado que para a área de trabalho os microssismos se encontram nas faixas 0,04 – 0,12 Hz (8 – 25 s) para microssismo primário e em 0,12 – 0,70 Hz (1 – 8 s) para microssismo secundário. As amplitudes do microssismo secundário, a partir de 0,7*10-7 nanômetros, mostraram um comportamento linear com a variação de Hs o que permitiu a estimativa de uma equação de transferência dada por 𝐻𝑠 = [107∗ 𝐴𝑀𝑆] + 0,75. Diante disso, foi demonstrada a eficiência do uso de microssismos para o estudo oceanográfico e, consequentemente, meteorológico.
Palavras-chave: Microssismo. Ondas oceânicas de gravidade. PNBOIA. Variabilidade costeira.
The study of ocean waves spread and dissipation is of extreme importance for the safety and efficiency to the offshore engineering works, as well as for the coastline management. However, there are difficulties associated with obtaining measured data at sea that make a good time-space sampling difficult to obtain. An alternative to filling these voids in the observations comes from the production of ocean waves data indirectly through the geophysical effect registered by means of the microseisms. The frequencies of the signals which are of interest of this proposition at frequencies lower than 1 Hz (períodos > 1 s). In this context, this research aims to evaluate the association of the oceanic gravity waves parameters and the microseismic signals recorded in the northeastern Brazilian coast. The oceanographic data come from the Recife buoy, which is the only one of the Programa Nacional de Boias (PNBOIA) located on the eastern part of the northeast Brazilian coast, from June 11 to November 16, 2015, in addition to WAVEWATCH III output. The meteorological data come from reanalysis ERA5 and images of the infrared channel from GOES 13 and METEOSAT-10 satellites. The seismological data come from the NBRF station, installed in Rio Formoso – PE (closest station to the oceanic buoy). From the analysis of gravity wave characteristics, it was observed that significant wave height (Hs) has a median of 1.99 m in winter and 1.53 m in spring, predominantly from the southeast, with a median peak period of 8.3 s and 9,1 s for each of that seasons. From the investigation of the main oceanic events it was found that the largest Hs are related to advance of cold fronts that intensified the winds at the ASAS extremities and the southeastern trade wind. The pre-processing and spectrograms of the seismograms revealed that for the work area the microsisms are in the range 0.04 - 0.12 Hz (8 - 25 s) for primary microseism and at 0.12 - 0.70 Hz (1 - 8 s) for secondary microseism. The amplitudes of secondary microseism, from 0.7*10-7 nanometers, showed a linear behavior with the variation of Hs which allowed the estimation of a transfer equation given by 𝐻𝑠 = [107∗ 𝐴
𝑀𝑆] + 0,75. So the efficiency of the use of microseism for the oceanographic and, consequently, meteorological study was demonstrated.
Figura 1 – Características da onda oceânica idealizada ... 17
Figura 2 – Esquema de Jeffreys (1925) para geração de ondas pelo ventos, devido gradiente de pressão... 19
Figura 3 – Representação para denominação de vagas, ainda na área de atuação do vento, e marulhos ... 20
Figura 4 – Esquematização da circulação geral da atmosfera através do modelo de três células ... 23
Figura 5 – Imagem de satélite com destaque para banda de nebulosidade associada a ZCIT ... 24
Figura 6 – Representação de DOL em imagem de satélite... 25
Figura 7 – Estrutura da onda de leste ... 26
Figura 8 – Distribuição anual da frequência de ciclogêneses ... 27
Figura 9 – Número médio de passagens de frentes frias por estação do ano para o período de 1979 a 2005 ... 28
Figura 10 – Sismograma idealizado e real... 29
Figura 11 – Locais de geração dos microssismos... 32
Figura 12 – Localização e batimetria da área de estudo. ... 34
Figura 13 – Variação de altura significativa de onda (m) para período da pesquisa ... 39
Figura 14 – Gráfico em boxplot de altura significativa de onda (m) ... 40
Figura 15 – Variação de período de pico (s) durante a pesquisa ... 41
Figura 16 – Gráfico em boxplot do período de pico (s) ... 41
Figura 17 – Histogramas direcionais de direção de onda ... 42
Figura 18 - Histogramas direcionais da direção do vento a 4,7 m ... 43
Figura 19 – Direção de onda e Hs no campo oceânico para os cinco eventos destaques 45 Figura 20 – Cartas sinóticas do horário sinótico 00Z do dia 26 de junho até 01 de julho de 2015 ... 46
Figura 21 – Campos de ventos nos níveis de pressão 850hPa, 925hPa e 1000hPa de 29 de junho a 01 de julho de 2015, correspondente ao evento (1) ... 47
Figura 22 – Imagem de satélite GOES 13 + METEOSAT 10 no canal infravermelho de 30 de junho de 2015, no horário sinótico 00z ... 48
Figura 23 – Sequência de pré-processamento do dado sismológico ... 50
Figura 27 – Gráfico de dispersão para amplitude de MS e Hs ... 55 Figura 28 – Gráfico de Hs real e modelado pela função de transferência ... 56
ASAS Alta Subtropical do Atlântico Sul DOL Distúrbios Ondulatórios de Leste HN Hemisfério norte
HS Hemisfério sul Hs Altura significativa MP Microssismo primário MS Microssismo secundário NEB Nordeste brasileiro
PNBOIA Programa Nacional de Boia
RSISNE Rede Sismográfica do Nordeste do Brasil
T Período
Tp Período de pico
1 INTRODUÇÃO ... 14
1.1 Objetivos ... 16
1.1.1 Objetivo geral ... 16
1.1.2 Objetivos específicos ... 16
2 REVISÃO BIBLIOGRÁFICA ... 17
2.1 Ondas oceânicas superficiais ... 17
2.1.1 Ondas oceânicas superficiais de gravidade ... 20
2.1.2 Clima de ondas no Brasil ... 21
2.1.3 Eventos meteorológicos geradores de ondulação marítima no leste do Nordeste brasileiro ... 23 2.2 Ruído sísmico ... 29 2.2.1 Microssismos ... 31 3 MATERIAL E MÉTODOS ... 34 3.1 Área de estudo ... 34 3.2 Dados utilizados ... 35 3.2.1 Dados oceanográficos ... 35 3.2.2 Dados sismológicos ... 35 3.3 Metodologia ... 36
3.3.1 Processamento de dados sismológicos ... 36
3.3.2 Estudo de casos destacáveis ... 37
3.3.3 Determinação da função de transferência ... 37
4 RESULTADOS E DISCUSSÕES ... 39
4.1 Análise dos dados oceanográficos ... 39
4.2 Origem meteorológica dos eventos oceânicos extremos ... 44
4.3 Microssismos ... 48
5 CONSIDERAÇÕES FINAIS ... 57
1 INTRODUÇÃO
As ondas oceânicas de gravidade são oscilações na superfície da água do oceano causadas pela ação persistente de vento sobre dada área, e têm a gravidade como força restauradora. Fora do campo de atuação do vento, essas ondas são chamadas de marulhos, e podem se propagar até o litoral a variadas distâncias (KINSMAN, 1984; TOFFOLI; BITNER-GREGERSEN, 2018).
Na costa, as ondas dissipam sua energia, controlando a morfodinâmica. Assim, para gestão da orla marítima é de extrema importância o estudo do clima de ondas, também indispensável para outros fatores, como segurança e eficiência de obras de engenharia em alto mar.
A ondulação marítima no leste do Nordeste brasileiro (NEB) é influenciada, principalmente, pela Alta Subtropical do Atlântico Sul (ASAS) e pelos seus fenômenos resultantes, os ventos alísios de sudeste e a Zona de Convergência Intertropical (ZCIT) (PIANCA; MAZZINI; SIEGLE, 2010; PINHEIRO et al., 2017). Além disso, há contribuição dos Distúrbios Ondulatórios de Leste (DOL) e ciclones extratropicais atuantes nos Hemisfério Sul (HS), associados a frentes frias (HOMSI, 1978; PINHEIRO et al., 2017).
Em relação às ondas de gravidade superficiais (oceânicas/costeiras), no Brasil há uma carência de dados in situ, onde usualmente as medições de seus parâmetros resultam de observações pontuais e esparsas no tempo. Diversos autores sugeriram que essa carência de informações vêm sendo suprida por informações provenientes das reanálises de ondas oceânicas (ALVES et al., 2009; PIANCA; MAZZINI; SIEGLE, 2010; ALMEIDA et al., 2015). Porém, internacionalmente, autores exploram outra alternativa, que são os microssismos, gerados pelas próprias ondas oceânicas (DARBYSHIRE, 1950; BROMIRSKI; FLICK; GRAHAM, 1999; FERRETTI et al., 2013). No Brasil, o tema foi explorado por apenas um grupo de pesquisa, com esforços voltados para compreender o sinal dos microssismos no Arquipélago São Pedro e São Paulo (QUEIROZ, 2014; QUEIROZ et al., 2017; QUEIROZ; NASCIMENTO; SCHIMMEL, 2017).
Com o uso de microssismos para obtenção de parâmetros oceanográficos, a gama de informações aumentaria consideravelmente, visto que o Brasil conta com uma ampla rede de sismógrafos em território nacional. A Rede Sismográfica Brasileira, com obtenção de concessão em 2005, hoje é composta por noventa estações em funcionamento. Como parte da rede nacional, a Rede Sismográfica do Nordeste do Brasil
(RSISNE), coordenada pela Universidade Federal do Rio Grande do Norte, monitora a região do NEB desde as primeiras instalações, em 2011, e possui, atualmente, vinte estações sismográficas em funcionamento. Em comparação, o Programa Nacional de Boias (PNBOIA), executado pela Marinha do Brasil em conjunto com a comunidade científica brasileira, consta com quatorze equipamentos por todo o país, das quais apenas duas se encontram em operação. Em face da discrepância de cobertura que existe entre as estações sismológicas e os fundeios oceanográficos para medição de ondas, a possibilidade da utilização do ruído sísmico como representação das ondulações no mar, surge como uma ótima alternativa para o incremento das informações oceanográficas, possibilitando a cobertura de falhas e até mesmo a utilização da informação para áreas carentes de dados.
A energia microssísmica é registrada em dados sismológicos, sendo observados dois picos de períodos nessa faixa, referentes aos microssismos primários (PM) e secundários (SM) (WEBB, 1998; ARDHUIN; GUALTIERI; STUTZMANN, 2015). Os microssismos primários se originam da interação entre as ondas oceânicas de gravidade, geradas por ação dos ventos, e a costa marítima, e apresentam período predominante de 10 – 20 s (frequência entre 0,05 – 0,1 Hz), iguais aos das ondas que os geraram (HASSELMANN, 1963; CESSARO; CHAN, 1989; LEPORE; GRAD, 2018). Já os microssismos secundários possuem maior energia entre 3 – 10 s (0,1 – 0,3 Hz), dobro da frequência das ondas que o geraram, resultam da interação entre ondas oceânicas de gravidade com frequências semelhantes e que se deslocam em direções diferentes (LONGUET-HIGGINS, 1950; KIBBLEWHITE; WU, 1991; BROMIRSKI; DUENNEBIER, 2002).
As ondas superficiais de gravidade possuem período de 1 a 20 s (MUNK, 1950; TOFFOLI; BITNER-GREGERSEN, 2018), e, assim, se correlacionam com as faixas observadas para o sinal de que são geradoras, os microssismos. Essa relação começou a ser investigada no início do século XX (LINKE, 1909, apud GUTENBERG, 1947) e, no decorrer do tempo, foi bem fundamentada teórica e observacionalmente (LONGUET-HIGGINS, 1950; HASSELMANN, 1963; BROMIRSKI; FLICK; GRAHAM, 1999; STUTZMANN et al., 2009). Neste trabalho, os aspectos microssísmicos serão analisados tendo como ponto de investigação a ondulação marítima que alcança o estado de Pernambuco, no NEB, Atlântico Sul.
1.1 Objetivos
1.1.1 Objetivo geral
Este trabalho propõe avaliar a associação entre os microssismos e os parâmetros das ondas oceânicas de gravidade que alcançam o leste do NEB, especificamente, no litoral de Pernambuco.
1.1.2 Objetivos específicos
• A partir de dados de ondas oceânicas de gravidade, apresentar os principais parâmetros descritivos das ondas que incidem sobre o litoral de Pernambuco (8°09,22'S 34°33,57'W);
• Correlacionar os eventos registrados de ondulações oceânicas com os eventos atmosféricos capazes de gerar os marulhos, assim, identificando os fenômenos atmosféricos geradores dessas oscilações;
• Estabelecer comparações das oscilações oceânicas observadas (boia oceânica) com os dados gerados pelos registros sísmicos (microssismos);
• Utilizar os microssismos para a determinação de uma função de transferência que permita a conversão das informações registradas no sismógrafo em ondas de gravidade oceânicas superficiais;
• Comparar dados observados de boia e resultados modelados da função de transferência estimada.
2 REVISÃO BIBLIOGRÁFICA
Este capítulo apresenta conceitos sobre os microssismos, tanto a partir da visão oceânica-atmosférica quanto sismológica, necessários para este trabalho. Inicialmente serão abordadas as características e formação das ondas oceânicas de gravidade na seção 2.1, além de discorrer sobre as ondas oceânicas e sobre os fenômenos atmosféricos capazes de gerar essas oscilações na região Nordeste do Brasil, onde se localiza a área de trabalho. Já a seção 2.2 aborda as origens dos sinais que compõem o ruído sísmico ambiente, destacando os microssismos, que são o foco deste trabalho, e sua relação com o oceano.
2.1 Ondas oceânicas superficiais
As ondas observadas na água do mar são a movimentação de energia, e não de massa d’água em uma superfície que separa dois meios de densidades diferentes, o ar com densidade de 1 kg/m³ e a água, 1000 kg/m³, e podemos denominar de interface oceano-atmosfera (GARRISON, 2016; TOFFOLI; BITNER-GREGERSEN, 2018).
As ondas oceânicas são idealizadas como alternâncias entre cristas, as partes altas, e vales, as baixas, sendo a distância vertical entre esses dois extremos denominada altura de onda (H). A distância horizontal entre duas cristas (ou vales) é o comprimento de onda (L). Estes elementos são representados na Figura 1. Já a frequência de onda é a quantidade de cristas (ou vales) por segundo, sendo o período (T) o seu inverso, ou seja, o tempo para percorrer o espaço definido como L (TRUJILLO; THURMAN, 2010; GARRISON, 2016).
Fonte: Elaborada pela autora (2020).
No entanto, devido a variabilidade de formas de ondas, H torna-se pouco representativa, assim Sverdrup e Munk (1947) introduziram o parâmetro estatístico altura significativa (Hs), que representa a média de 1/3 das ondas mais altas em determinado
tempo, calculado a partir do momento zero de um espectro de onda não-direcional (FERRETTI et al., 2013), dada por
𝐻𝑠 = 4√𝑚0 Eq. (1)
em que, 𝑚0 é dado por
𝑚0 = ∫ 2 𝑇|𝑆(𝑓)| 2𝑑𝑓 𝑓𝑚á𝑥 𝑓𝑚í𝑛 Eq. (2) em que, 2 𝑇|𝑆(𝑓)|
2 é a densidade espectral de potência, com 𝑓
𝑚á𝑥 e 𝑓𝑚í𝑛 como limites de integração.
Ou, sendo representado simplesmente por
𝐻𝑠 = 1 𝑁 3⁄ ∑ 𝐻𝑛 𝑁 3⁄ 𝑛=1 Eq. (3)
onde N é o conjunto de altura de onda ordenados de modo decrescente.
Outro parâmetro utilizado para caracterizar pontos no mar é o período de pico (Tp) que representa o período mais enérgico da onda (BROMIRSKI; FLICK; GRAHAM, 1999).
Para a geração de uma onda oceânica, a interface oceano-atmosfera, que se encontraria inicialmente em um estado de equilíbrio, é perturbada por uma fonte que lhe fornece energia, denominada força perturbadora, e é compensada por uma força restauradora, que tende a querer restabelecer o estado inicial. A repetição desse processo gera as ondas superficiais, classificadas como apresentadas no Quadro 1.
Quadro 1 – Classificação das ondas oceânicas
Classificação Período Forças geradoras Forças
restauradoras
Ondas capilares < 0,1 s Vento Tensão superficial
Ondas de
ultragravidade 0,1 a 1 s Vento
Tensão superficial e gravidade
Ondas de gravidade 1 a 20 s Vento Gravidade
Ondas de
infragravidade 20 s a 5 min
Ventos e diferenças de
pressão atmosférica Gravidade Ondas de longo
período 5 min a 12 h
Diferenças de pressão
Ondas de maré 12 a 24 h Atração gravitacional Gravidade e força de Coriolis
Ondas de transmaré > 24 h Tempestade e atração gravitacional
Gravidade e força de Coriolis Fonte: Adaptado de Munk (1950) e Toffoli e Bitner-Gregersen (2018).
As ondas mais curtas no oceano são geradas por deformações causadas pelos ventos, observadas como ondas capilares, com a dinâmica controlada pela tensão superficial, se desenvolvem ao ponto de a gravidade também passar a atuar como força restauradora, sendo então denominadas ondas de ultragravidade, extremamente dispersivas. Em seguida, ocorrem as ondas de gravidade, restauradas apenas pela gravidade, também o caso das ondas de infragravidade e de longo período, causadas por, respectivamente, diferenças de pressão atmosférica e terremotos. Já nas ondas mais longas, além da gravidade, a força de Coriolis desempenha papel importante para restauração das ondas de maré e transmaré, causadas por tempestades, atração do Sol e Lua (MUNK, 1950; TOFFOLI; BITNER-GREGERSEN, 2018).
A teoria mais aceita para explicar a formação das ondas causadas pelos ventos foi apresentada por Jeffreys (1925), onde ocorre um gradiente de pressão, devido a um aumento de pressão na traseira da crista, já que essa bloqueia o vento, ocasionando uma diminuição na dianteira da crista anterior, como mostra o esquema de Figura 2, levando ao impulso para frente (SMC-BRASIL, 2017).
Figura 2 – Esquema de Jeffreys (1925) para geração de ondas pelo ventos, devido gradiente de pressão
2.1.1 Ondas oceânicas superficiais de gravidade
As ondas de gravidade possuem comprimentos maiores do que 1,5 m, que correspondem de 15 a 35 vezes a altura, possível pela transmissão suficiente de energia do vento para águas oceânicas. Já o período da mesma encontra-se entre 1 e, aproximadamente, 20 s (TRUJILLO; THURMAN, 2010; TOFFOLI; BITNER-GREGERSEN, 2018).
As características das ondas de gravidade são dependentes, principalmente, da velocidade do vento, duração de atuação, ou seja, o tempo que o vento sopra em determinada direção, e o fetch (pista), que é o tamanho da área sobre qual age. As ondas presentes na pista, onde ocorre recebimento da energia do vento, são denominadas sea ou wind sea (vagas), já quando se propagam para fora do mesmo passam a se chamar swell (ou marulhos) (Figura 3) (TRUJILLO; THURMAN, 2010; TOFFOLI; BITNER-GREGERSEN, 2018).
Fonte: Elaborada pela autora (2020).
As vagas possuem período mais curto, ou seja, maiores frequências, do que os marulhos, sendo mais irregulares e grosseiras, exatamente por estar sob influência direta da inconstância do vento. Já os marulhos possuem cristas definidas e formas organizadas, devido a dispersão de frequências ao longo das distâncias que percorrem, podendo percorrer grandes distâncias até atingir as costas dos continentes (KINSMAN, 1984). As ondas de gravidade podem ter origem tanto com ventos locais quanto tempestades
Figura 3 – Representação para denominação de vagas, ainda na área de atuação do vento, e marulhos
distantes, em relação a um ponto de observação. Ondas de diferentes tempestades, ou partes diferentes de uma mesma tempestade, viajam de maneira independente após deixar a área de geração, com velocidades de grupo proporcionais aos períodos que possuem, sendo possível identificar o fenômeno que as originou através deste parâmetro. Cabe ressaltar, então, que devido a proporcionalidade entre velocidade de grupo e período, as ondas mais longas, de maior período, alcançam um ponto de observação antes das mais curtas (BARBER; URSELL, 1948; HOLTHUIJSEN, 2007).
Propagando-se pelo mar, os processos que modificam as ondas oceânicas após serem afetadas por obstáculos físicos são os mesmos que os aplicados a teoria ondulatória da luz, como a reflexão, refração e difração. Em zonas de águas profundas há pouca ou nenhuma interação com o fundo, de acordo com o decrescimento da profundidade, o mesmo passa a influenciar as características da onda, como mudanças de empinamento e velocidade de propagação (MEIRELLES; VIOLANTE-CARVALHO, 2007).
2.1.2 Clima de ondas no Brasil
A energia transferida dos ventos para as águas do mar é dissipada na costa com a chegada das ondas, o que rege a morfodinâmica costeira, sendo assim, o estudo de clima de ondas torna-se indispensável tanto para o conhecimento das feições naturais como para as instalações antrópicas, as quais possuem diversos fins, como engenharia, energia, navegação (ALMEIDA et al., 2015).
A obtenção de dados observacionais de ondas superficiais de gravidade ocorre principalmente pela colocação (fundeio) de boias. Estes instrumentos obtêm informações pontuais e as amostragens temporais são geralmente curtas. Porém, deve-se levar em conta os problemas operacionais e econômicos para instalação e manutenção em mar, principalmente, em um país de litoral extenso como o Brasil, o que leva a uma escassez de dados in situ. Outra alternativa para a obtenção de dados de ondas são os dados gerados por modelos, ou, ainda, reanálises, quando integrados a observações instrumentais, sendo capazes de gerar séries temporalmente longas e espacialmente homogêneas (REGUERO et al., 2012; ALMEIDA et al., 2015; SMC-BRASIL, 2017).
Homsi (1978) denomina a costa brasileira como calma porque esta não é alcançada diretamente por violentos ciclones tropicais, e indica o sistema atmosférico semipermanente ASAS como principal fator meteorológico para formação de ondas, que impulsionaria em direção norte as, também destacáveis, frentes frias.
A formação e características dos sistemas atmosféricos aqui citados serão descritos no capítulo 2.1.3.
Pianca, Mazzini e Siegle (2010), através de um estudo utilizando modelo WAVEWATCH III, verificaram que as ondas mais enérgicas são relacionadas a ASAS e frentes frias e ocorrem no sul e sudeste do país, com alturas mais frequentes de 1,5 e 3,0 m, podendo alcançar valores > 6 m. Ventos mais fortes de frentes frias no inverno podem gerar ondas que alcancem o NEB, porém chegando menos enérgicas. Na região do litoral central do Brasil (costa do Espírito Santo e Bahia), as variações da ASAS se destacam e influenciam alturas de ondas de 1,0 e 2,0 m. Já em torno da região equatorial, a faixa de altura observada é de 1,5 a 2,0 m, com a perturbação do mar atribuída aos ventos alísios de sudeste e nordeste e a sazonalidade da ZCIT.
Ciclones também contribuem para o clima de ondas brasileiro, tanto no extremo sul do Atlântico (CANDELLA; SOUZA, 2013; INNOCENTINI; ARANTES OLIVEIRA; CUNHA PRADO, 2003) quanto gerados no HN (INNOCENTINI et al., 2000; SILVA et al., 2011), dos quais as ondas alcançam o NEB voltado para norte. Em Innocentini et al. (2000) a agitação marítima que alcançou o norte do Brasil nos dias 24, 25 e 26 de outubro de 1999 foi associada ao furacão Irene, que atuou no HN, e foi absorvido por um ciclone extratropical.
Outro fenômeno com ventos significantes para perturbação oceânica no Atlântico Sul tropical são os DOLs. Entretanto, Innocentini et al. (2005), utilizando dados da reanalise WAVEWATCH III, observaram para o período de fevereiro de 1997 a janeiro de 2004, através de modelo atmosférico e oceanográfico, que a agitação marítima dos distúrbios de leste é muito pequena em comparação a dominante, gerada pelos alísios.
Na região de Recife, foco do presente trabalho, Homsi (1978) encontrou valores de Hs ultrapassando 1 m em 81% do ano, e apenas no inverno excedendo 2,5 m , através de observações de boia. Analisando dados de modelo, Pianca, Mazzini e Siegle (2010) apontaram que a direção predominante das ondas é de leste, as mais altas provenientes de sudeste, já as mais longas ondas ocorrem de norte no verão (19 s) e primavera (21 s), e de sul no outono (16 s) e inverno (17 s), mas a principal faixa de T é entre 6 e 8 s. Em Silva et al. (2016), tendo como fonte de dados imagens polares de radar náutico de banda-x, as vagas possuem direção preferencial leste-sudeste, a faixa principal de Tp é de 7 e 8 s e Hs é entre 1 e 1,5 m, já os marulhos predominam do leste, com Tp de 10 a 13 s e máximos de Hs entre 1,2 e 4,1 m.
2.1.3 Eventos meteorológicos geradores de ondulação marítima no leste do Nordeste brasileiro
O aquecimento diferencial da atmosfera terrestre ocasiona a denominada circulação geral da atmosfera, que é a movimentação de massas de ar entre a região equatorial e polar através de três células de circulação meridional, sendo elas, de Hadley, de Ferrel e polar, com centros de baixa pressão no equador e em torno da latitude de 60º, e de alta, próximo a latitude de 30º e nos polos (YNOUE et al., 2017). A Figura 4 apresenta a esquematização da circulação atmosférica terrestre associada às três células.
Figura 4 – Esquematização da circulação geral da atmosfera através do modelo de três células
Fonte: Ahrens (2009), retirado de Ynoue et al. (2017).
A ASAS, que é a zona de alta pressão atmosférica ao redor de 30º de latitude no Atlântico Sul, possui uma posição quase permanente e sua movimentação influencia o clima da América do Sul (BASTOS; FERREIRA, 2000). No caso do NEB, a precipitação é favorecida quando a ASAS está próxima ao continente sul-americano e mais a sul da sua posição climatológica, quando os ventos do setor norte da mesma intensificam os ventos de sudeste/leste já presentes (REBOITA et al., 2010), dessa forma está diretamente
ligada às ondas oceânicas dessa região, desempenhando a função de impulsionamento destas.
A partir das altas subtropicais, os ventos se dividem em duas orientações, aos polos e para o equador. Devido à força de Coriolis, estes ventos para o equador defletem para esquerda do movimento em HS, formando os alísios de sudeste, e para direita do movimento no HN, denominados alísios de nordeste (Figura 4). Com a convergência dos alísios na região equatorial, ocorre ascendência de ar quente e úmido, formando uma banda de nebulosidade em todo o globo que é a ZCIT, sendo o sistema atmosférico mais importante para ocorrência de precipitação na região tropical (WALISER; JIANG, 2014; YNOUE et al., 2017). Com migração latitudinal, a ZCIT mantém-se a maior parte do ano sob HN, que é, em média, o hemisfério mais quente. Suas posições extremas ocorrem em agosto-setembro, quando se encontra mais ao norte (14º N), e em março-abril, mais ao sul (2º S) (NIMER, 1989; MELO; CAVALCANTI; SOUZA, 2009). A Figura 5 apresenta a banda de nebulosidade característica da ZCIT observada a partir de uma imagem de satélite para o dia 31 de julho de 2007.
Fonte: Ynoue et al. (2017), adaptado de CPTEC (2007).
Como mostram Pinheiro et al. (2017), os alísios de nordeste afetam muito pouco o clima de ondas do leste de NEB, já que a ZCIT não avança tanto para o sul. Sendo
Figura 5 – Imagem de satélite com destaque para banda de nebulosidade associada a ZCIT
assim, as vagas da região tem seu padrão associado aos alísios de sudeste, como demonstrado por Pianca, Mazzini e Siegle (2010), onde foi observada predominância da direção sudeste.
Os DOLs, ou ondas de leste, são perturbações no campo de vento que se movimentam de leste para oeste em regiões tropicais dos oceanos, inicialmente estudados para a região do Caribe por Riehl (1945). No Atlântico, estas ondas iniciam sua jornada na costa africana, possuem duração média de 4 a 6 dias, carregando umidade e contribuindo com chuvas para o Nordeste brasileiro, com maior frequência de abril a agosto, podendo atingir a região amazônica (GOMES et al., 2019) ou, deslocando-se para o norte, serem precursores de tempestades tropicais e furações que alcançam a América Central, Caribe e América do Norte (NEVES; ALCÂNTARA; SOUZA, 2016). Na Figura 6 é apresentada uma imagem de satélite de DOLs ocorrido no ano de 2006.
Fonte: Retirado de Gomes et al. (2019).
Legenda: Imagem do satélite METEOSAT-7 no canal infravermelho de maio de 2006 no seguintes momentos: em (a) 12h UTC do dia 21, (b) 03h UTC do dia 22, (c) 09h UTC do dia 23 e (d) 03h UTC do dia 24. A nebulosidade destacada pela elipse corresponde aos distúrbios ondulatórios de leste, propagando-se no Atlântico Sul, representados pela sigla TSA, até o leste do Nordeste brasileiro, identificado como ENEB.
Na Figura 7 observa-se a estrutura horizontal e vertical dos DOLs no HS. Nota-se que a componente meridional do vento possui sentido sul-norte antes do eixo da onda, já após a mesma, o sentido é norte-sul. Sob a crista da onda de leste ocorre uma região de bom tempo com boa visibilidade, aproximando do eixo do cavado a visibilidade é contínua, mas já apresenta formação de chuva esparsa, justamente no eixo da onda ocorre a maior atividade convectiva, seguido de tempo ruim a leste, com precipitação de moderada a forte (COUTINHO; FISCH, 2007 apud HALL, 1989).
Fonte: Coutinho e Fisch (2007), adaptado de Hall (1989).
Legenda: Em (a) é mostrado o esquema da estrutura horizontal de uma onda de leste em baixos níveis. Já em (b) é apresentado a estrutura vertical.
Innocentini et al. (2005) analisaram o regime de ondas relacionado aos DOLs entre as latitudes 5º N e 20º N, que é o cinturão de atuação dos mesmos, e observaram que os ventos de superfície de leste se intensificam de julho a setembro, com alguns setores atingindo velocidades de ventos de 18 m/s, o que gerou ondas com Hs > 4 m.
Um dos principais sistemas de escala sinótica responsáveis pelo alteração do tempo são os ciclones extratropicais (REBOITA; AMBRIZZI, 2006). Segundo Sinclair (1994) as maiores frequências de aparecimentos de ciclones, no HS, ocorrem no inverno, ao sul de 60º S e em latitudes médias, próximo aos continentes. Na América do Sul, o Golfo de San Matias, na Argentina, e o Uruguai se destacam como regiões preferencialmente ciclogenéticas (GAN; RAO, 1991), como observa-se na Figura 8. Os ciclones extratropicais geram ondas enérgicas suficientes para alcançar o NEB, nesta situação, podem ocorrer marulhos vindos de sul e sudeste, como os observados por Pianca, Mazzini e Siegle (2010), também impulsionados por frentes frias.
Fonte: Gan e Rao (2002).
Legenda: Dados a partir de um período de 10 anos, de janeiro de 1979 a dezembro de 1988. Figura 8 – Distribuição anual da frequência de ciclogêneses
As frentes frias são faixas dianteiras de massas de ar frio vindas da Antártica, que usualmente se deslocam de sudoeste para o nordeste na América do Sul. No Brasil, as mesmas ocorrem com maior frequência sobre as regiões sul e sudeste, mas, em algumas ocasiões, podem atingir latitudes baixas da Amazônia e chegar à costa do NEB (CAVALCANTI; KOUSKY, 2009), como observado na Figura 9.
Figura 9 – Número médio de passagens de frentes frias por estação do ano para o período de 1979 a 2005
2.2 Ruído sísmico
Apesar de não haver documentação visual, o primeiro equipamento para registro sísmico é datado do ano 132 D.C (VELOSO, 2012) para o estudo de terremoto, que é uma liberação repentina de energia elástica ao atingir o limite de tensão de deformação da rocha. Porém, na ausência dos terremotos, os sismogramas não se apresentam como uma linha reta, como exemplifica um sismograma idealizado na Figura 10a, e continuam a registrar oscilações que constituem o ruído sísmico ambiente, com sinais provenientes de fontes diversas que dominam determinadas faixas de períodos dependendo da sua origem, que pode ser natural ou antropogênica. Em comparação a Figura 10a, a Figura 10b apresenta um sismograma real.
Legenda: Em a) há um sismograma idealizado, onde é mantido uma linha reta, sem sinais, até ocorrer um terremoto, sinal sismológico mais conhecido. Em b) há um sismograma real na frequência 15-25 Hz do dia 22 de setembro, com zoom em torno das 23h05 a 23h10 com ruído diversos e uma ocorrência de sismo por volta de 23h08.
Períodos menores do que 1 s (ou seja, frequências > 1 Hz) são, geralmente, dominados pelo denominado ruído cultural, consequentes de atividades humanas (KULHÁNEK, 1990), como demonstram os trabalhos desenvolvidos por Rastin et al. (2012) e Scafetta e Mazzarella (2018).
Em Rastin et al. (2012) foi observada a variação de ruído cultural entre os períodos diurno e noturno em registros da Nova Zelândia, com maiores densidades de energia concentradas na faixa de 0,1 e 1 s entre 7-20 h, hora local, quando ocorre a realização de grande parte das atividades humanas. Já Scafetta e Mazzarella (2018), visando investigar ruídos que poderiam ocultar sinais sísmicos de terremotos de menor magnitude, observaram um expressivo ruído a partir de 2009 devido o início da atividade de ônibus turísticos na estrada para o centro da cratera do Monte Vesúvio, da qual o sismógrafo se distancia 50 km, se caracterizando como um ruído diário, das 9 h às 17 h, da primavera ao outono, período de funcionamento do negócio.
Também foi demonstrado que objetos ligados ao solo, como árvores ou torres telefônicas, aparecem como assinaturas de ruído sísmico (MCNAMARA; BULAND, 2004), como o transporte de sedimentos em rios, que teve desenvolvido um modelo descritivo de ruído sísmico em Tsai et al. (2012).
Em períodos maiores do que 1s (frequências < 1 Hz), o principal fator de geração são as ondas do mar, que através de diferentes mecanismos predominam em determinada faixa de frequência (LONGUET-HIGGINS, 1950; WEBB, 1998).
Entre 3 – 20 s (0,05 – 1 Hz de frequência), se encontra a energia microssísmica, originadas a partir das ondas oceânicas de gravidade. Nesta faixa se apresentam dois picos, formando dois grupos que se diferem no modo que são produzidos. Entre 10 – 20 s (0,05 – 0,1 Hz), ocorrem os denominados microssismos primários (MP), e entre 3 – 10 s (0,1 – 0,3 Hz), os microssismos secundários (MS), de maior amplitude e mais explorados (WEBB, 1998; ARDHUIN; GUALTIERI; STUTZMANN, 2015).
Devido a fonte no mar, estudos usaram os microssismos para investigar partes do oceano em diversos pontos do planeta, demostrando a possibilidade de ampliar a gama de informações oceânicas quantitativas a um custo mais baixo através da sismologia. Em 1950, Darbyshire realizou uma análise de frequência de registros de microssismos do oceano Atlântico Norte, na qual as expectativas teóricas concordaram com as condições meteorológicas observadas. Bromirski, Flick e Graham (1999) usaram o sinal de MS registrados por uma estação sismológica terrestre para reconstruir altura significativa de onda para a costa da Califórnia a partir de uma função de transferência, e obtiveram as
melhores correlações para marulhos com período de pico maiores do que 12 s. Ferretti et al. (2013) investigaram o Mar Lígure, na costa italiana, e observaram uma forte correlação entre sinal microssísmico e altura de onda, o que permitiu realizar a modelagem de altura de ondas a partir dos dados sismológicos, e que resultou em um bom ajuste comparado a medição com boia, com uma diferença média de 0,21 m.
Por fim, em períodos maiores do que 20 s (frequências < 0,05 Hz) é registrado o nomeado “hum”, que é a menos compreendida das oscilações, e sua geração, apenas para até 300 s, vem sendo atribuída a interação de ondas oceânicas de infragravidade com o fundo do mar (RHIE; ROMANOWICZ, 2004; TANIMOTO, 2005; WEBB, 2008).
2.2.1 Microssismos
Os microssismos foram relacionados a perturbações atmosféricas no início do século XX, quando, em seu trabalho de 1909, Linke (apud Gutenberg, 1947) observou que os sinais microssísmicos aumentavam consideravelmente com a aproximação do centro de uma tempestade, assim como apresentavam maior irregularidade e períodos menores. Mas foi na metade do mesmo século que Longuet-Higgins (1950) apresentou a teoria para explicar a geração de MS. Em seguida, Hasselmann (1963) demonstrou um mecanismo aceitável para geração de MP através de uma abordagem estatística.
Os MP são produzidos a partir da interação dos marulhos com o fundo oceânico nas áreas costeiras (Figura 11), o que gera sinais com o mesmo período das ondas de gravidade que os originaram (HASSELMANN, 1963; CESSARO; CHAN, 1989; LEPORE; GRAD, 2018). Já os MS derivam da colisão de ondas de gravidade com períodos iguais, ou semelhantes, porém se propagando em direções opostas (LONGUET-HIGGINS, 1950; KIBBLEWHITE; WU, 1991; BROMIRSKI; DUENNEBIER, 2002). De acordo com Queiroz (2014), os MS podem ocorrer em locais no mar onde há perturbação por algum fenômeno atmosférico, ou no encontro entre marulhos saindo do local onde foram gerados e ondas refletidas da costa, como representado na Figura 11. Na superfície do mar, a energia das ondas se converte em energia acústica e se propaga variando a pressão do meio até o fundo oceânico, onde é convertida em energia sísmica (QUEIROZ et al., 2017).
Fonte: Elaborada pela autora.
Legenda: Locais de geração de microssismos primários (MP), com a colisão entre marulhos e costa, e secundários (MS), nos locais de perturbação pelos eventos meteorológicos e do encontro de ondas que escapam do local onde foram geradas e aquelas refletidas na região costeira.
As ondas sísmicas são divididas em grupos de acordo com o movimento que realizam no meio, e são registrados pelas três componentes do sismógrafo, duas horizontais (norte-sul e leste-oeste) e uma vertical. Os microssismos consistem principalmente em ondas de superfície, tendo recentemente sido demonstrado o uso para investigação da estrutura terrestre através de tomografia (SHAPIRO et al., 2005; TAYLOR et al., 2019), com predominância do tipo Rayleigh (RAMIREZ, 1940; BROOKS et al., 2009), apesar de alguns estudos já terem observado as do tipo Love (FRIEDRICH; KRÜGER; KLINGE, 1998; JURETZEK; HADZIIOANNOU, 2016). Avanços foram feitos no conhecimento da presença, também, das ondas de corpo (TOKSOZ; LACOSS, 1968; GERSTOFT et al., 2008).
Conhecendo suas origens e características, os microssismos mostram-se como uma alternativa pertinente para obtenção de informações oceanográficas, como também, meteorológicas. Dahm et al. (2005) encontraram uma forte correlação utilizando 30 anos de registros digitais microssísmicos de estações em terra na Europa com a velocidade do vento próxima a superfície. Stutzmann et al. (2009) utilizaram uma rede global e observaram que a amplitude microssísmica é maior durante o inverno local em ambos hemisférios, mas próximo ao equador se mantêm estável durante todo o ano. Já na Antártica, a amplitude é fortemente afetada pela presença de gelo marinho. Já Davy et al.
(2014) contemplou a possibilidade de um futuro com monitoramento em tempo real de ciclones através sismogramas ao desenvolver um trabalho de investigação do ciclone tropical Dumile, que ocorreu em 2013 no oceano Índico. O centro do ciclone foi localizado com boa acurácia a partir de MS registrados por estações no mar, além do rastreamento no espaço-tempo do mesmo.
Os microssismos vêm despertando um interesse crescente, visto a possibilidade de ampliar a gama de informações oceânicas qualitativas e quantitativas a um custo mais baixo. Porém, no Brasil o tema ainda se encontra em um momento embrionário, os trabalhos Queiroz (2014), Queiroz et al. (2017) e Queiroz, Nascimento e Schimmel (2017) representam um esforço inicial para que a técnica possa começar a ser mais discutida e utilizada no país. Queiroz, Nascimento e Schimmel (2017) analisaram registros microssísmicos feitos no Arquipélago São Pedro e São Paulo, de 2012 a 2014, além de dados de ventos e altura de onda no oceano Atlântico. Os MP e MS foram verificados bem delimitados por suas bandas de frequência características e demonstraram boa correlação entre si, com exceção para o período de inverno no HS. A geração de MP foi atribuída a uma localização perto do arquipélago, já a de MS estaria relacionada com posições mais ao norte, no Atlântico Norte, ou seja, seriam provenientes de fenômenos climáticos distintos.
3 MATERIAL E MÉTODOS
3.1 Área de estudo
A área de estudo é o litoral de Pernambuco, inserido no leste do NEB e banhado pelo oceano Atlântico Sul (Figura 12).
A estação sismográfica NBRF está localizada no município de Rio Formoso e a boia Recife se encontra a 35,6 km, em linha reta, do município que lhe empresta nome. Estes provedores de dados se encontram afastados por uma distância em linha reta de 85,5 km.
Figura 12 – Localização e batimetria da área de estudo.
Fonte: Elaborada pela autora (2020).
Segundo a classificação Köppen, a área em questão possui clima As, denominado Tropical Quente-Úmido, apresenta o período chuvoso concentrado de maio a julho e o seco de setembro a dezembro (KOTTEK et al., 2006; ALVARES et al., 2014). As temperaturas médias anuais mínimas e máximas são, respectivamente, 25ºC e 30ºC (MANSO et al., 2006). Os principais sistemas atmosféricos que modelam as condições marítimas da região são a posição e intensidade da ASAS, que ocasiona os ventos alísios de sudeste, a posição meridional da ZCIT, ocorrência de DOL e ciclones extratropicais
impulsionados por frentes frias (HOMSI, 1978; PIANCA; MAZZINI; SIEGLE, 2010; PINHEIRO et al., 2017).
3.2 Dados utilizados
3.2.1 Dados oceanográficos
Os dados oceanográficos foram obtidos através da Boia de Fundeio Recife, única disposta no leste do NEB, localizada no platô de Pernambuco, em 8°09,22'S 34°33,57'W, a uma profundidade de 200 m e com frequência de amostragem a cada hora. O início das observações ocorreu em setembro de 2012 seguindo, com períodos de falta de dados, até abril de 2016, quando passou a inoperante por motivo de vandalismo, com previsão de reestabelecimento em 2019. Durante a realização deste trabalho a mesma continuava inoperante. A boia, de modelo 3-Meters (3M), fabricada pela Axys Technologis Inc., faz parte do programa PNBOIA. Como complemento, também foi utilizada uma rodada global do modelo WAVEWATCH III, da NOAA/NCEP (WW3DG, 2016), interpolados para o ponto de fundeio Recife e tamanho do grid 1,0º x 1,25º, tendo como entrada campos de ventos a 10 m de altura e 1/2º de resolução em intervalos de 1 h do Global Forecast System e concentração de gelo com 1/12º de resolução diários dos radiômetros de micro-ondas em satélite SMMR e SSMI (National Weather Service, 2020).
3.2.2 Dados sismológicos
Os dados sismológicos foram provenientes da estação NBRF, localizada em 8°40'46,1"S 35°07'38,0"W, sendo a mais próxima da Boia Recife, com 85,5 km de distância em linha reta entre elas. A estação sismológica possui sensor banda larga REF TEK, modelo 151-120 A e faz parte da RSISNE.
3.2.3 Dados meteorológicos
Os dados meteorológicos consistiram em imagens no canal infravermelho dos satélites GOES-13 e METEOSAT-10 disponibilizados pela Divisão de Satélites e Sistemas Ambientais do Centro de Previsão de Tempo e Estudos Climáticos e dados da reanálise ERA5 (COPERNICUS CLIMATE CHANGE SERVICE (C3S), 2017), quinta
geração do European Centre for Medium-Range Weather Forecasts. Além disto, foram utilizados campos sinóticos de superfície fornecidos pelo Centro de Previsão de Tempo e Estudos Climáticos (CPTEC). Os dados meteorológicos em questão visaram avaliar a circulação atmosférica em baixos níveis com o intuito de identificar padrões geradores de ondas na região de estudo.
3.3 Metodologia
Dentre os anos de operação da Boia Recife, foi verificado que o ano de 2015 possui a maior porcentagem (99,1%) de dados considerados bons, pelo controle de qualidade do Centro de Hidrografia da Marinha, sendo assim selecionado como ano de utilização para a presente pesquisa. Os dados sismológicos da estação NBRF para 2015 estão disponíveis de 12 de junho a 27 de novembro. Havendo também uma lacuna de dados oceanográficos no período de 17 de novembro a 17 de dezembro. Assim, o período coincidente de dados entre ambos os sensores no ano em questão foi 12 de junho a 16 de novembro.
3.3.1 Processamento de dados sismológicos
Os registros sismológicos diários foram submetidos a um pré-processamento que consistiu em: correção instrumental, filtro passa-baixa de 1 Hz e decimação de amostragem, sendo utilizada a componente vertical de cada sismograma.
A correção instrumental consiste em retirar a resposta do equipamento utilizado, através de uma deconvolução para assim retirar o efeito do instrumento no sinal. Já o filtro passa-baixa mantem apenas a faixa de frequência abaixo do valor indicado, que é a de interesse na pesquisa, onde se encontram os sinais da energia microssísmica. A saída de um filtro é dada por
ℎ𝑘= 2𝐻0 𝜋 ∆𝑤 cos[Ω(𝑘∆𝑡 − 𝑡0)] sin[∆𝑤(𝑘∆𝑡 − 𝑡0)] [∆𝑤(𝑘∆𝑡 − 𝑡0)] Eq. (4) em que Ω =1
2(𝑤𝑐1+ 𝑤𝑐2) é a frequência central e ∆𝑤 = 𝑤𝑐2− 𝑤𝑐1 é a largura de banda. Para o caso do filtro passa-baixa, a largura de banda é igual a frequência de corte (EMERY; THOMSON, 2001).
Os dados foram, então, decimados do valor original, 100 Hz, para 2 Hz, a fim de diminuir o tamanho dos arquivos e facilitar a manipulação computacional.
A partir dos sismogramas decimados em 2 Hz foram computados os espectrogramas, os quais permitem observar a densidade de energia em dada frequência e identificar os limites entre as faixas de frequências de MP e MS para o litoral de NEB.
3.3.2 Estudo de casos destacáveis
A partir da série temporal do parâmetro de onda Hs da Boia Recife foram selecionados cinco casos destaques e foram avaliadas a sua origem meteorológica através das imagens de satélites GOES-13 e METEOSAT-10 e dados da reanálise ERA5. Esta avaliação foi realizada com intuito de melhor entender quais eventos meteorológicos estão relacionados com a geração dos casos em análise, dentre os citados no capítulo 2.1.3, que são a posição e intensidade da ASAS, associada aos ventos alísios de sudeste, a posição meridional da ZCIT, ocorrência de DOL ou ciclones extratropicais impulsionados por frentes frias.
3.3.3 Determinação da função de transferência
Após o processamento do dado dos dados sismológicos apenas quatro dos cinco casos de Hs destacáveis se mostraram aptos para uso, no caso do excluído o erro pode está relacionado a instabilidade do próprio equipamento no momento do registro, e a partir de um diagrama de dispersão utilizando os dados de boia oceânica e amplitude dos microssismos destes casos foi observada uma relação de interdependência entre Hs e amplitude de MS, o que permitiu a estimar uma equação que melhor descreve a relação entre as variáveis, a partir de uma regressão linear dada por
𝑌𝑖 = 𝛼 + 𝛽 ∗ 𝑋𝑖 Eq. (5)
em que 𝑌 é a variável dependente e 𝑋 é a variável independente (ou explanatória), 𝛼 e 𝛽 são os parâmetros, respectivamente, coeficiente linear e coeficiente angular da reta (HOFFMANN, 2016).
Sendo observada a correlação de Hs com um dos tipos de microssismos (MP ou MS), Barruol et al. (2016) aponta que a função de transferência é aplicável para sinais obtidos por outras estações sismográficas da linha de costa, além de originadas por
diferentes eventos de marulhos. Segundo Bromirski, Flick e Graham (1999), a reconstrução de características de ondas oceânicas a partir de dados sismológico possui um homogeneidade espacial que é válida para áreas submetidos ao mesmo clima de ondas.
4 RESULTADOS E DISCUSSÕES
4.1 Análise dos dados oceanográficos
Os dados oceanográficos primeiramente analisados foram os observacionais, oriundos da boia de fundeio Recife. Os eventos mais expressivos de Hs são observados no início do inverno austral, composto pelos meses de junho, julho e agosto (JJA), e diminuem no trimestre seguinte, composto pelos meses setembro, outubro e novembro (SON), a estação da primavera austral (Figura 13).
Legenda: Os eventos indicados pelas setas azuis são casos expressivos de Hs selecionados para análise da geração meteorológica no decorrer deste trabalho.
No trimestre JJA foi registrada a onda mais alta do período de estudo, com valor de 4,39 m, assim como apresentou maior dispersão de Hs e maior quantidade de valores discrepantes em comparação ao trimestre SON. Em JJA, a mediana de Hs foi de 1,99 m, apresentando valores para o mínimo e máximo de 1,19 m e 3,23 m, respectivamente. No trimestre seguinte (SON) esses valores são 1,53 m, 0,87 m e 2,22 m respectivamente (Figura 14).
As informações se assemelham as apresentadas por Almeida et al. (2015) que, a partir do modelo SMC-BRASIL, apontou que Hs permanece entre 0,5 m e 2,8m. Em Homsi (1978), através de dados observacionais de boia, Hs ultrapassa o limiar de 2,5 m apenas no inverno, quando a atmosfera gera condições mais rigorosas. Já Pianca, Mazzini e Siegle (2010), utilizando a reanálise WAVEWATCH III, atribuiu uma média climatológica de Hs de 2,2 m para o inverno e 1,8 m para a primavera.
O período de ondas com Hs mais altos coincide com a intensificação da ASAS, que alcança o máximo em julho (HASTENRATH e LAMB, 1977, apud QUADRO et al., 1996). Também importante é a posição da ASAS, como aponta Reboita et al., (2010), onde deslocada para o sul da sua posição climatológica, os ventos de nortes intensificam os ventos de sudeste e leste já presentes, o que ocorre principalmente durante outono e inverno, segundo Servain e Lukas (1977, apud QUADRO et al., 1996). Aliado a essas condições, temos que a ZCIT atinge sua posição mais ao sul em março-abril e inicia a migração para o norte, liberando pista oceânica para ondas de gravidade que alcançam uma maior extensão do litoral leste nordestino devido atuação dos alísios de sudeste.
Ao analisar o período de pico, Tp, os valores oscilaram de 5 s a 17 s (Figura 15). No trimestre SON ocorreu maior dispersão de valores, com uma mediana de 8,3 s, mínimo e máximo de 4,9 s e 15,4 s, em relação ao trimestre JJA, que apresentou, respectivamente, 9,1 s, 5,9 s e 12,5 s, além de maior presença de eventos extremos (Figura 16).
Figura 15 – Variação de período de pico (s) durante a pesquisa
Legenda: Os eventos indicados pelas setas azuis são casos expressivos de Hs selecionados para análise da geração meteorológica no decorrer deste trabalho.
Pianca, Mazzini e Siegle (2010) apontam que para o inverno e primavera Tp médio é de 8,7 s e 8,3 s, respectivamente, como se assemelha os resultados de Almeida et al. (2015), que apesar de apontar o intervalo de 4 s a 20s, afirma que 75% dos estados de mar é inferior a 8 s. Também, Silva et al. (2016), a partir de imagens polares de radar náutico de banda-x, determinaram a faixa predominante de Tp em 7s a 8 s.
Bezerra (2012), através do sistema radar WaMoS II, indica que as vagas são predominantes durante todo o ano e se apresentam entre 7 s e 8 s, associadas ao Hs de 1
– 1,5 m, principalmente. Já os marulhos dominam a faixa de 10 s e 13 s, geralmente com Hs pequeno, de 0,5 m a 0,7 m, porém com meses de valores altos, como 4,1 m.
As vagas, com presença contínua, como também apontou Bezerra (2012), estão, então, relacionadas aos alísios de sudeste e as variações nestes causadas pela ASAS e a migração da ZCIT. Os marulhos precisam percorrer longas distâncias e analisando a posição da área de estudo, é possível que ciclones tropicais e extratropicais tanto do HN quanto HS cheguem sem obstruções físicas de continentes, sendo necessário avaliar a direção destes marulhos para indicar o hemisfério com maior contribuição.
Segundo Almeida et al. (2015), que também estudou o litoral do leste do Nordeste, porém a partir da cidade de Natal, ondas superiores a 2,6 m ou 18 s mostram um retorno probabilístico de retorno de a cerca 10 anos.
As direções das ondas que atingiram a área de estudo possuem, com baixa dispersão, origem preferencial de sudeste, com tendência para leste na primavera (Figura 17).
A direção preferencial do vento a 4,7 m é sudeste, também apresentando a tendência para leste na primavera, concordando com as direções de onda, porém com uma dispersão maior de valores (Figura 18). Em quantidade inferior, também é notada a ocorrência de eventos de sul durante o inverno e de nordeste na primavera, sendo estes
casos, possivelmente, marulhos, que escaparam do seu local de geração mais afastados do leste de NEB, respectivamente, das áreas mais meridionais do HS e do HN.
Pianca, Mazzini e Siegle (2010) relataram uma direção de onda predominante de leste, com exceção do inverno, que é de sudeste, o que coincide com as observação deste trabalho, onde nos meses JJA a direção de onda está voltada para sudeste, porém mais próximo de leste durante os meses SON. Os resultados de Silva et al. (2016) encontraram uma porcentagem de 94,86% para a direção 90º a 135º para as ondas de gravidade, uma predominância de leste-sudeste. E Almeida et al. (2015) afirma que leste e leste-sudeste domina em 95% dos casos.
Segundo Gomes (2015), onde o clima de ondas no leste do Nordeste brasileiro foi estudado a partir de ondógrafo direcional, a predominância de vagas é resultante dos alísios de sudeste, o que torna compreensível a ocorrência e registro constante dessa direção. Os ventos desse sistema atmosférico também controlam a intensidade da agitação marítima, que é maior no inverno e menor no verão. Os marulhos, que possuem Tp maior do que 10 s, são originados, principalmente, do sul, consequentes de tempestades e frentes-frias simultaneamente ao enfraquecimento dos alísios de sudeste, onde devido essa condição geram vagas menores e não ocultam a chegada dos marulhos.
Já os marulhos oriundos de HN são relacionados as tempestades extratropicais e tropicais localizadas no HN. Segundo o Centro Nacional de Furacões, a maior ocorrência de ciclones tropicais ocorre entre junho e novembro. Já os ciclones extratropicais, Alves
(2006) aponta, ficam mais restritos a latitudes setentrionais durante o inverno austral, e no verão austral, devido ao aumento da intensidade das tempestades, alcançam tanto o nordeste do Brasil quanto o oeste da África, podendo chegar ao Oceano Índico.
4.2 Origem meteorológica dos eventos oceânicos extremos
Os eventos oceânicos com maiores Hs de ondas, mas também bem espaçados no período de estudo, foram selecionados para uma análise mais detalhada sob o ponto de vista atmosférico. São eles: (1) 01 de julho, às 01h, 2,99 m; (2) 17 de julho, às 03h, 4,39 m; (3) 31 de julho, às 14h, 3,21 m; (4) 19 de agosto, às 03h, 3,23 m; e (5) 14 de outubro, às 19h, 2,5 m. Estes eventos também foram marcados na série temporal apresentada na Figura 13.
A Figura 19 apresenta as condições oceanográficas dos eventos selecionados e permite uma análise preliminar através da visão de como o oceano foi influenciado pela atmosfera local. A pista oceânica mostra-se deslocando majoritariamente para sudeste. O evento com maior Hs, (2), o que apresenta a área de maior largura afetada por altas ondas para sudeste (destaque em azul na Figura 19), podendo está relacionado a maior extensão do campo sobre o qual o vento age, já que este é um importante fator para a geração de ondas oceânicas, como afirma Toffoli e Bitner-Gregersen (2018). Para todos os eventos é possível observar, abaixo de 20°S e 24ºO, a rotação de direção para sudoeste relacionada ao movimento anticiclônico da ASAS (destaque em vermelho na Figura 19). Com exceção do evento (4), ocorre contribuição de ondas de sul, com algumas componentes até de sudoeste, acima de 24ºO (destaque em verde na Figura 19).
Fonte: WAVEWATCH III, acesso em outubro de 2019.
A partir da análise sinótica é observado que para os cinco eventos ocorre uma perturbação meteorológica similar entre eles, que consiste em um avanço de uma frente fria se deslocando de sudeste para nordeste sobre Oceano Atlântico, que é seguida por uma massa de ar frio de alta pressão, que alcança a ASAS, como mostra a sequência de cartas sinóticas de superfície apresentada na Figura 20. Estas cartas apresentam o ambiente sinótico antes e durante o evento (1), e seu comportamento pode ser estendido aos demais eventos.
Fonte: Centro de Previsão de Tempo e Estudos Climáticos (CPTEC).
Figura 20 – Cartas sinóticas do horário sinótico 00Z do dia 26 de junho até 01 de julho de 2015
O processo sinótico descrito provoca uma intensificação nos campos de ventos nas extremidades da ASAS, influenciando os alísios de sudeste, como é possível observar na Figura 21, com os ventos do extremo norte da ASAS se fortalecendo na passagem do dia 29 de junho para o dia 30 de junho de 2015, nos três níveis de pressão apresentados, 850hPa, 925hPa e 1000hPa, e permanecendo direcionados para noroeste, alcançando o leste do Nordeste brasileiro.
Figura 21 – Campos de ventos nos níveis de pressão 850hPa, 925hPa e 1000hPa de 29 de junho a 01 de julho de 2015, correspondente ao evento (1)
Fonte: ERA5, Copernicus Climate Change Service Climate Data Store (CDS), acesso em agosto de 2019.
A região centro-sul da América do Sul é altamente propícia à formação e intensificação das frentes frias, estas se movem na costa leste através de uma trajetória sudoeste-nordeste (SATYAMURTY; MATTOS, 1989; RODRIGUES; FRANCO; SUGAHARA, 2004). Segundo Pampuch e Ambrizzi (2015), inverno e primavera são os períodos de maior ocorrências de frentes frias no continente sul-americano, sendo estas as estações analisadas no presente trabalho, sendo possível notar a sua contribuição na agitação dos ventos do Atlântico Sul. Sendo, segundo Rodrigues, Franco e Sugahara
(2004), é comum no inverno o anticiclone móvel que sucede a frente fria integrar-se a ASAS.
Através de imagens de satélite, como mostra na Figura 22, é possível notar a presença de nebulosidades no leste do Nordeste brasileiro impulsionadas pelas faixas de nuvens provenientes da rotação anti-horária da ASAS, no Atlântico Sul.
Figura 22 – Imagem de satélite GOES 13 + METEOSAT 10 no canal infravermelho de 30 de junho de 2015, no horário sinótico 00z
Fonte: Centro de Previsão de Tempo e Estudos Climáticos (CPTEC).
Os alísios de sudeste são, então, os principais responsáveis atmosféricos pelo campo de ondas que chega ao leste do Nordeste do Brasil, como afirma Silva et al. (2016), sendo diretamente influenciados pelas variações na ASAS, que teve sua importância ressaltada por Homsi (1978), que pode ser alimentada pelas frentes frias, tendo estas sua influência mesmo quando não atinge diretamente o Nordeste brasileiro, como ressalta Pianca, Mazzini e Siegle (2010).
4.3 Microssismos
Dos cinco eventos selecionados, quatro permaneceram na pesquisa, pois o evento (1) 01 de julho, às 01h, 2,99 m apresentou falhas de visualização após pré-processado, impossibilitando seu uso no decorrer da pesquisa.
Foi analisada uma semana de dados sismológicos em torno do dia de registro de cada evento oceânico destaque. O dado sismológico bruto (Figura 23a) foi pré-processado (Figura 23b), como descrito no capítulo 3.3.1, no qual foi realizado correção instrumental,
filtro passa-baixa de 1 Hz e decimação de amostragem. Ao gerar o espectrograma (Figura 24) é possível delimitar duas faixas de frequências separadas na concentração de energia, foram identificados microssismo primário em 0,04 – 0,12 Hz (8 – 25 s) e secundário em 0,12 – 0,70 Hz (1 – 8 s), caracterizando-se como as bandas de microssismos para a área de estudo. As Figura 23c e Figura 23d apresentam os sismogramas filtrados nas faixas microssísmicas encontradas.
Legenda: Uma semana de sismogramas da componente vertical da estação NBRF em torno do dia de registro do evento oceânico que ocorreu em 17 de julho de 2015, às 03h, com Hs = 4,39 m, sendo apresentado o sismograma bruto em (a) e pré-processado em (b). Em (c) sismograma filtrado na faixa de frequência de MP (0,04 – 0,12 Hz) e em (d) para MS (0,12 – 0,70 Hz), as amplitudes microssísmicas são colocadas em destaque pelo retângulo laranja, excedendo esta marcação são amplitudes de sismos (terremotos), que devem ser desconsiderados nas análises desta pesquisa.
Legenda: Distribuição de energia por frequência para a banda de ruído. Em destaque, faixas de frequência de MP (0,04 – 0,12 Hz) e MS (0,12 – 0,70 Hz). Ao interpretar é preciso cautela, pois os sinais repentinos e muita intensidade podem ser originados de sismos e não ruído microssismo.
A faixa microssísmica encontrada neste trabalho se assemelha as identificadas por Queiroz (2014) para o Arquipélago São Pedro e São Paulo, que está a 1.100 km da costa nordestina brasileira, foram 0,04 – 0,12 Hz para MP e 0,12 – 0,40 Hz para MS, a diferença no limiar máximo de MS deve-se apenas por nesta pesquisa termos optado trabalhar para além do pico do sinal, com MS sendo bem mais enérgico que MP, como também aponta Webb (1998).
Ardhuin, Gualtieri e Stutzmann (2015) utilizaram um modelo numérico para estimar a energia sísmica para diferentes fontes das duas bandas microssísmicas, baseadas em agitações marítimas, sendo assim esperado que os intervalos para os microssismos permanecessem em torno dos períodos das ondas oceânicas de gravidade, que dão origem ao sinal sismológico.
No espectrograma da Figura 24 também é possível observar duas faixas de energia dentro do intervalo de MS, abaixo e acima de 0,20 Hz, sendo, segundo Bromirski, Duennebier e Stephen (2005), denominadas curto-período e de longo-período respectivamente e são tipos de MS gerados em locais diferentes do mar aberto.
Após filtragem dos sismogramas nas faixas de MP e MS encontradas, as amplitudes foram extraídas e comparadas com o registro de boia para o mesmo período. As Figura 25 e Figura 26 mostram, respectivamente, os gráficos de amplitude de MP x
