Capítulo 12 Circulação da alta atmosfera e correntes de jato. A

Capítulo 12
Circulação da alta atmosfera e correntes de jato.
A velocidade do vento normalmente aumenta com a altura acima da superfície,
devido à menor influência da fricção da superfície e à diminuição da densidade do
ar. Escoamentos atmosféricos na média troposfera, em 500 mb e acima, exibem
um padrão muito mais simples e suave de circulação do que na superfície, tanto
em situações médias de longo prazo quanto em escala diária. As figuras 12.1 e
12.2 mostram a circulação média em 500 mb (aproximadamente 5.5 km) em
janeiro e julho nos Hemisférios Norte e Sul. Todas as cartas mostram um único
grande vórtice centrado perto de cada polo, produzindo ventos de oeste neste
nível (eles são mais fortes e mais persistentes por volta de 50˚ de latitude), e
cinturões quase contínuos de alta pressão nos subtrópicos. Sobre o Equador há
uma fraca banda de ventos de leste que se estendem por metade da superfície
terrestre em janeiro e em torno da maior parte do cinturão equatorial em julho; os
ventos de leste atingem velocidade máxima de 36 m/s em 100 mb acima da Índia.
Os escoamentos superiores de leste dominantes são determinados principalmente
pelo gradiente de temperatura norte-sul entre o polo, frio, e as regiões tropicais,
quentes. Os cavados (regiões de pressão local menor) e as cristas (regiões de
pressão local maior) dentro do padrão de escoamento são causados,
principalmente, por barreiras orográficas (como as montanhas Rochosas e os
Andes, ambos alinhados na direção norte-sul, em ângulos retos em relação ao
escoamento), e em menor dimensão pelas diferenças de temperatura terra-mar. O
vórtice no Hemisfério Norte é assimétrico, com cavados profundos no inverno
sobre (1) leste da América do Norte em 80˚W, (2) leste da Ásia em 140˚E, e (3)
um cavado menor sobre o leste da Europa em 10˚-60˚E, produzindo um padrão de
três ondas (ver Fig. 12.1a). Esses cavados parecem ter localização relativamente
fixa no escoamento médio. Há cristas menores no oeste da Europa e sobre o
Alaska. Em julho a intensidade do escoamento é reduzida para aproximadamente
30% da sua força de janeiro, como pode ser visto a partir do maior espaçamento
dos contornos na Fig. 12.1b. Esta redução é devido à diminuição no gradiente de
temperatura entre o polo e o Equador durante o verão (a diferença de temperatura
entre os dois pode ser 70˚C em janeiro, enquanto que em julho, com o
aquecimento do verão nas regiões polares, observa-se normalmente metade
deste valor). No verão os cavados em 500 mb são mais variáveis em localização
(isto é, que ao longo do leste da América do Norte e mais para leste do que em
janeiro), enquanto que as altas subtropicais são localizadas mais próximas do
Equador (em 25˚N) do que suas posições em superfície.
No Hemisfério Sul, onde 81% da superfície é oceano, as condições são mais
uniformes. As ondas nos ventos de oeste são menos pronunciadas e a circulação,
muito mais zonal (oeste-leste) do que no Hemisfério Norte (ver Fig. 12.2).
A
circulação média em 500 mb revela três cavados amplos sobre (1) oeste da
Austrália a 110˚-120˚E, (2) 20˚-40˚W, que descende a partir dos Andes, e (3) o
Pacífico Sul em 120˚-160˚W. Entre esses cavados médios há cavados menores
sobre os Andes (partindo de 50ºS em direção ao Equador) sobre o Pacífico oeste
(150˚E-150˚W) e na longitude da África do Sul (40˚-60˚E). Acima de 300 mb, o
padrão de cavado-e-crista nos escoamentos de oeste dificilmente é reconhecido
nas cartas médias. Em geral, os ventos de oeste do Hemisfério Sul são em média
50% mais intensos do que no Hemisfério Norte, devido ao maior gradiente de
temperatura entre a Antártica e os trópicos.
Fig. 12.1 Contornos médios em 500 mb para (a) janeiro e (b) julho sobre o
Hemisfério Norte, em decâmetros (H: alta; L: baixa; T: cavado; R: crista).
Fig. 12.2 Contorno médios em 500 mb para (a) janeiro e (b) julho sobre o
Hemisfério Sul, em decâmetros (H: alta; L: baixa; T: cavado; R: crista).
Em qualquer janeiro ou julho em particular, e especialmente em alguma carta
diária em 500 mb, é provável que exista um desvio substancial a partir da
circulação média de longo prazo, pois, com exceção das cristas e cavados
semipermanentes já descritos, o processo de extração das médias do escoamento
provoca uma suavização da natureza essencialmente ondulada dos escoamentos
troposféricos superiores. Os ventos superiores de leste movimentam-se em ambos
os hemisférios em uma série de ondas longas. As ondas mudam somente de
forma lenta em número e amplitude, comparadas aos sistemas de superfície, e
elas viajam mais lentamente do que os ventos que sopram através delas. Essas
ondas nos ventos de oeste são normalmente conhecidas como ondas de Rossby
(em homenagem à Carl-Gustav Rossby, que foi o primeiro cientista a determinar
suas causas em 1939).
As ondas de Rossby desenvolvem-se em resposta ao escoamento do ar sobre
barreiras orográficas e em resposta a padrões termais de larga escala. Há,
normalmente, aproximadamente três a seis ondas longas em torno do Hemisfério
Norte em qualquer dia (quatro a seis no verão, quando os padrões termais são
mais fracos e as ondas tendem a assumir padrão mais sinuoso, e três no inverno
quando a circulação é mais intensa) e três a quatro no Hemisfério Sul. As ondas
são bem ilustradas pela trajetória do balão GHOST (Técnica de Sondagem
Horizontal Global, na sigla em inglês) que foi lançado da Nova Zelândia em 30 de
Março de 1966, como mostrado na Fig. 12.3. Este balão atingiu uma altitude de 12
km e derivou com o vento nesse nível constante em torno do Hemisfério Sul por
49 dias nos ventos de oeste superiores. O movimento do balão (rastreado por
satélite) traçou a forma das ondas de Rossby em 30˚-50˚S durante este período
de 7 semanas. Em média, havia aproximadamente quatro ondas longas, embora a
posição dos cavados mudasse com o tempo.
A posição e intensidade das ondas ajudam a determinar a circulação atmosférica
de larga escala abaixo delas, pois o ar converge e diverge à medida que flui
através das ondas. Divergência ocorre à frente (para o leste) de um cavado nos
ventos de oeste em altitude, induzindo convergência na superfície, com
movimentos ascendentes entre eles; a região inferior do lado leste de um cavado
é, portanto, uma área favorável a depressões, desenvolvimento de nuvens
profundas e precipitação (ver Fig. 12.4). Convergência ocorre à frente (para o
leste) de uma crista superior, induzindo divergência em superfície e subsidência
entre os dois níveis - esta é uma região favorável para o desenvolvimento de
anticiclones em superfície (ou cristas de alta pressão) e condições relativamente
secas.
Correntes de Jato
A velocidade da sinuosidade de ventos de oeste superiores não é uniforme em
todo lugar, pois em certas regiões o escoamento se torna concentrado em núcleos
estreitos de ventos mais fortes do que o normal, conhecidos como correntes de
jato. Estas são regiões de algumas centenas de quilômetros de largura e em torno
de 2-4 km de profundidade nas quais o vento está tipicamente soprando a
velocidades de mais de 40-100 m/s-1 (80-200 nós) a uma altura entre 7,5 -14 km
acima da superfície, logo abaixo da tropopausa. As correntes de jato tem um
importante papel na rápida transferência de energia sobre longas distâncias na
atmosfera, pois em latitudes de 40˚-50˚N, o ar pode facilmente ser transportado
em torno da Terra em uma semana.
Fig. 12.3 As ondas de Rossby do Hemisfério Sul determinadas pela trajetória do
balão GHOST, lançado da Nova Zelândia em 30 de março de 1966. Ele derivou
em uma altitude de 12 km com uma velocidade média acima de 100km/h por 49
dias; sua posição diária é mostrada, juntamente com sua trajetória diária inferida.
A definição da OMM de uma corrente de jato é a que segue: "Uma corrente forte,
estreita, concentrada ao longo de um eixo quase horizontal na troposfera superior
ou na estratosfera, caracterizada por forte cisalhamento vertical e lateral do vento
e apresentando uma ou mais velocidade máxima". Além disso, os seguintes
critérios característicos são recomendados: "normalmente, uma corrente de jato
tem milhares de quilômetros de comprimento, centenas de quilômetros de largura
e alguns quilômetros de profundidade. O cisalhamento vertical do vento é da
ordem de 5-10 m/s por km (i.e., a velocidade do vento diminui de 5-10 m/s a cada
quilômetro acima ou abaixo do jato) e o cisalhamento lateral do vento é da ordem
de 5m/s por 100km. Um limite inferior arbitrário é da ordem de 30m/s (108 km/h ou
67 nós) é atribuído à velocidade do vento ao longo do eixo da corrente de jato".
Figura 12.4 Uma representação esquemática da relação entre a localização das
altas e baixas em superfície e cavados e cristas nas ondas de Rossby em altos
níveis.
A velocidade do vento diminui rapidamente tanto acima quanto abaixo do eixo da
corrente de jato e em cada lado dela (ver Figs. 12.5 e 12.6), assim, a corrente de
jato pode ser considerada como um núcleo de ventos muito fortes incorporados
em outros mais leves. Porém, isto é importante para compreender que o eixo da
corrente de jato (a onda no escoamento superior) não é nem uma linha de
escoamento nem uma trajetória, e sim ascensão de ar para o jato em algumas
áreas e descendência em outras áreas (ver Fig. 12.4) Ventos sopram através do
sistema ao invés de ao longo dele, e mapas e cortes transversais representam
fatias através de partes de um escoamento tridimensional.
Se a definição da OMM é utilizada em conjunção com cartas de ar superior, então
cinco tipos de correntes de jatos podem ser reconhecidos:
(1) a corrente de jato da frente polar, que normalmente atinge um máximo em 200300 mb entre as latitudes de 40º e 60º em associação com a depressão da frente
polar em superfície;
(2) a corrente de jato subtropical de oeste, que ocorre a aproximadamente 200 mb
em torno da latitude de 30º no limite polar da célula de Hadley nos trópicos;
(3) a corrente de jato equatorial de leste, que ocorre em 200 mb e acima sobre
certos setores da região equatorial, particularmente sobre o subcontinente indiano
no período das monções de verão;
(4) a corrente de jato subpolar estratosférica, que desenvolve um máximo de
velocidade acima de 30km e varia de um forte jato de oeste no inverno para um
mais moderado jato de leste no verão; e
(5) jatos locais que surgem em resposta a circunstâncias termais e dinâmicas
locais, tal como o jato da Somália (ou Findlater) da costa leste africana,
particularmente nos meses de verão.
Neste capítulo mais atenção será dada aos principais jatos troposféricos globais, o
jato da frente polar e o jato subtropical.
Fig. 12.5 Um modelo esquemático da circulação geral
do Hemisfério Norte
mostrando (na seção transversal) a localização da corrente de jato da frente polar
e a corrente de jato subtropical de oeste.
Fig. 12.6 Uma seção vertical esquemática completa de uma zona de frente polar
mostrando a localização da corrente de jato da frente polar, juntamente com perfis
de vento e temperatura. As linhas fortes representam a tropopausa e os limites da
zona de frente fria.
A corrente de jato da frente polar
A corrente de jato da frente polar de oeste meandra em torno das médias latitudes
entre a tropopausa ou acima de 300 mb ou 9-12km, como mostrado nas Figuras
12.6 e 15.2. Ela exibe áreas com velocidade máxima e mínima ao longo desse
eixo, e ela pode nem sempre ser contínua por todo o globo. Sua velocidade
máxima é normalmente da ordem de 60m/s -1, mas em algumas ocasiões ela pode
ser muito mais rápida do que isso. Os núcleos principais da corrente de jato são
associados com os principais cavados das ondas longas de Rossby; como
consequência, a velocidade do jato e sua localização variam dia-a-dia (como
indicado na Fig. 12.3) em conjunção com o desenvolvimento e movimento das
ondas de Rossby. Esta variabilidade tem importantes repercussões para os
padrões de convergência e divergência e movimentos verticais associados aos
sistemas de tempo móveis de médias latitudes em superfície.
Em um corte transversal vertical através de uma zona de frente polar, o núcleo do
jato é sempre localizado no ar quente, acima do nível da zona frontal onde o
gradiente horizontal de temperatura (a baroclinidade, representada pela
declividade das isotermas na zona frontal) tem o seu maior valor, como mostrado
na Fig. 12.6. Este é normalmente uma fenda ou descontinuidade na tropopausa na
altura do jato da frente polar, com a tropopausa polar muitas vezes estando
aproximadamente 100 mb mais baixa do que a tropopausa das médias latitudes.
Isso inverte localmente o gradiente de temperatura na direção do polo, pois ao
invés de ar polar frio no lado norte da zona frontal há, agora, ar estratosférico mais
quente na margem polar do jato. Esta inversão determina parcialmente a forma
oval do núcleo na seção transversal e o fato de que a máxima velocidade do vento
ocorre a alguma distância abaixo da tropopausa, e não nela.
A causa da corrente de jato da frente polar é o gradiente de temperatura através
da frente polar propriamente. A corrente de jato se desenvolve como
consequência do gradiente de temperatura na direção do polo sendo concentrada
em uma estreita zona frontal polar, onde os escoamentos de ar tropical e polar
convergem, por meio do qual é chamado de mecanismo de vento termal.
O
conceito de vento termal é ilustrado na Fig. 12.7. Neste diagrama assume-se que
a pressão atmosférica é uniforme na superfície AB, mas o ar acima de A é mais
frio em todos os níveis do que o ar acima de B - a estrutura de temperatura típica
de uma seção transversal norte-sul através de uma zona frontal. A pressão
atmosférica é simplesmente uma medida da altura de uma coluna de ar acima de
um ponto particular, de modo que na superfície da Terra a altura acima de A é a
mesma que a altura acima de B. O ar frio é mais denso do que o ar quente, e
através da ação da gravidade, a maior parte de sua massa deverá ser
concentrada em baixos níveis, em comparação ao ar quente. Assim, deverá haver
uma maior diminuição na pressão com altura acima de A, no ar frio, do que acima
de B, no ar quente. Isto é mostrado pelo declive das isóbaras na Fig. 12.7, já que
a taxa de queda de pressão com altura é proporcional à densidade do ar. Quanto
maior o nível escolhido na atmosfera, maior se torna a diferença de pressão sobre
os dois locais - um gradiente de pressão causado simplesmente pelo gradiente de
temperatura.
Não há vento soprando na superfície AB já que a pressão é uniforme, mas o
gradiente de pressão acima aparece da diferença termal, definindo-se um vento
que se torna mais forte com a altura - o vento termal. No diagrama, um forte vento
de oeste (soprando para o papel) se desenvolverá com baixa pressão na
esquerda da direção do seu movimento. Porém, a pressão raramente é uniforme
na superfície, particularmente nas proximidades de uma frente, e este gradiente
de pressão termicamente induzido deve ser sobreposto, ou adicionado, ao pré-
existente gradiente de pressão em superfície, que terá o efeito de acentuar o
escoamento de oeste para ainda mais alto.
A força do escoamento é uma função da altura e uma função do contraste de
temperatura entre as duas massas de ar lado a lado em uma zona frontal (assim
quanto mais intensa a diferença de temperatura, mais ativa é a frente e mais forte
é a corrente de jato).
Assim, um gradiente de temperatura horizontal produz um gradiente de pressão
em altos níveis, resultando em uma mudança no vento geostrófico acima. Esta
mudança no vento geostrófico com altura através da variação de temperatura na
horizontal é chamado de componente do vento termal. Este componente do
escoamento "sopra" paralelo às isotermas médias (ou linhas de espessura média)
na camada, com baixas temperaturas (baixos valores de espessura) para a
esquerda do escoamento no hemisfério Norte (para a direita no hemisfério Sul), e
sua magnitude é proporcional ao gradiente termal na camada. Assim, isóbaras em
altos níveis dependem não somente do padrão das isóbaras ao nível do mar, mas
também da distribuição da temperatura na horizontal.
Fig. 12.7 Mecanismo do vento termal.
Na troposfera há um gradiente de temperatura Equador-polo (norte-sul) geral, do
tipo ilustrado na Fig. 12.7, que induzirá um forte componente de oeste ao
escoamento acima. Nas proximidades da frente polar, onde a gradiente de
temperatura é intensificada, o componente do vento termal do escoamento de ar
superior será acentuado, produzindo um forte jato de frente polar acima.
Na fenda da tropopausa, associada com as correntes de jato, onde a gradiente de
temperatura horizontal é revertida, o componente do vento termal é também
revertido - por isso a velocidade do vento não aumenta com a altura certa para a
tropopausa no ar quente, mas atinge seu valor máximo a alguma distância abaixo
dela.
Incidentalmente, o gradiente de pressão induzido pela variação da temperatura na
horizontal do tipo mostrado esquematicamente na Fig. 12.7 pode também afetar a
natureza de outros sistemas de pressão em altos níveis. Se um anticiclone é
localmente mais frio do que o ar em volta (i.e., um anticiclone frio), então a
pressão diminuirá mais rapidamente com a altura no centro do que no entorno, e
em uma altura suficiente a pressão no centro da alta já não será mais alta do que
o ar do entorno. Assim, altas frias se enfraquecem e se dissipam com a altura,
enquanto anticiclones quentes rodeados por ar mais frio se tornam mais intensos
com a altura, como descrito no Capítulo 11 e ilustrado na Fig. 11.4.
Foi afirmado anteriormente que ondas nos altos escoamentos de oeste podem ser
geradas por escoamento descendente a partir de barreiras de montanhas de larga
escala. Considere um escoamento largo, profundo e reto de oeste encontrando
uma cadeia de montanha com orientação norte-sul, tal como os Andes ou as
Rochosas. Como o escoamento de ar sobe para a crista da montanha, esta
profundidade deverá diminuir uma vez que se tornam "comprimidos" entre o topo
da montanha e a tropopausa. Porque o ar está comprimido verticalmente, ele
diverge ou "se espalha" horizontalmente como mostrado esquematicamente na
Fig. 12.8. Depois que o escoamento de ar tenha passado sobre as partes mais
altas da barreira ele se expande (ou se estende) verticalmente e converge
horizontalmente. A divergência horizontal sobre a crista da montanha resulta em
um escoamento desenvolvendo curvatura anticiclônica, enquanto a convergência
horizontal do vento descendente da crista irá gerar curvatura ciclônica no
escoamento. Desta forma uma crista anticiclônica se desenvolverá sobre uma
crista de montanha, e um cavado se desenvolverá no sotavento de uma barreira.
Tal configuração é comum sobre as Montanhas Rochosas e os Andes, que atua
de forma a ancorar as ondas na circulação de oeste em altos níveis em
determinadas localidades (ver Figs. 12.1 e 12.2).
Fig. 12.8 O desenvolvimento de crista anticiclônica e cavado no escoamento de
oeste ao passar por uma barreira orográfica.
O jato da frente polar e o movimento vertical de ar
No Capítulo 4 foi explicado que a força do gradiente de pressão e a força de
Coriolis não estão em equilíbrio no caso do gradiente de escoamento do vento em
torno de isóbaras curvas. A diferença entre as duas produz uma força centrípeta
atuando para dentro, o que faz com que o ar torne-se curvo. O escoamento de ar
em torno de uma alta pressão é supergeostrófico: o vento está soprando muito
mais rápido do que o valor do vento geostrófico para o mesmo espaçamento das
isóbaras. O escoamento de ar em torno de centros de baixa pressão é
subgeostrófico: menor do que o vento geostrófico para o mesmo espaçamento das
isóbaras.
Nas altas ondas de Rossby contendo a corrente de jato da frente polar, o ar está
continuamente soprando através de cristas e cavados (i.e., através regiões de
curvaturas anticiclônicas e ciclônicas). Assumindo que os gradientes de pressão (e
espaçamento das isóbaras) no alto são uniformes nas cristas e cavados, então o
ar movendo-se através de uma crista se moverá mais rápido do que o ar
movendo-se através de um cavado. Entre uma crista e um cavado o ar deve,
portanto, ter movimento descendente mais lento e convergente horizontalmente
(assim como o tráfego faz em uma auto-estrada quando é forçado a desacelerar).
O ar pode mover-se em três dimensões, contudo; ele não pode subir e penetrar a
tropopausa, assim ele desce e diverge para baixos níveis. A partir de um cavado
superior para a próxima crista o ar será acelerado e divergente, criando uma
condição favorável para que o ar em baixos níveis possa convergir e subir para
escoamento superior. A curvatura ciclônica e anticiclônica do escoamento
superior, portanto, produz padrões de convergência e divergência que induz
movimentos verticais.
A corrente de jato subtropical de oeste
A corrente de jato subtropical de oeste ocorre em ambos os hemisférios entre
latitudes de 25º e 30º no inverno (ela está mais próxima do polo e menos
pronunciada no verão) a uma altura de 12-13 km e a um nível de pressão de
200mb, como indicado na Fig. 12.5. É um dos mais poderosos sistemas de vento
da Terra, com uma velocidade média de 40m/s-1 (78 nós), mas com ventos acima
de 135 m/s-1 (260 nós) acima do sul do Japão no inverno. O sistema de jato tem
forma básica de um padrão tri-celular estacionário (ver Fig. 15.2), com cavados
sobre as altas subtropicais do Pacífico e Atlântico e sobre o norte da Índia, e
velocidade máxima associada com cristas sobre os EUA, norte da África e o
sudeste da Ásia.
Esta corrente de jato é mais geograficamente permanente do que os mais móveis
e meandrantes jatos da frente polar (especialmente no inverno). Há pouca
propagação das ondas a partir de oeste para leste, e há somente um leve desvio
diário da velocidade do vento e posição geográfica a partir da situação média
sazonal. Esta constância é ligada à constância relativa da circulação de Hadley
como um todo (discutido no Capítulo 13); além do mais, na estação de inverno há
um forte gradiente de temperatura latitudinal nas proximidades do Himalaia, o que,
juntamente com o efeito orográfico da barreira de montanha orientada leste-oeste,
tem o efeito de ancorar toda a circulação. Em geral, as ondas da corrente de jato
subtropical não estão em fase com as ondas de altas latitudes, embora em certas
localidades, tais como o sudeste da Ásia, pode fundir-se e reforçar-se
mutuamente. No verão, o núcleo do jato é localizado mais para o norte (no setor
da Ásia o jato é localizado para o norte do Himalaia), mas as velocidades médias
são reduzidas.
No Hemisfério Sul o jato subtropical de oeste é normalmente localizado próximo
de 30ºS, e é mais pronunciado em julho por todo o leste da Austrália, com
velocidades de 50 m/s-1 (97 nós), mas a velocidade diminui rapidamente na
direção do Equador.
A corrente de jato subtropical de oeste é localizada no limite polar da circulação de
Hadley (ver Figs. 12.5 e 13.1) acima da zona das altas subtropicais. No corte
transversal vertical ela é localizada no lado tropical de uma quebra entre a
tropopausa tropical (a 100 mb) e a tropopausa das médias latitudes (a 250 mb).
Sua circulação é confinada à alta troposfera onde há somente uma rasa zona
baroclínica (em contraste com a situação da frente polar); assim, há um forte
cisalhamento do vento vertical associado com os jatos e, abaixo de 400 mb, pouca
evidência do jato acima. O jato é gerado como um resultado do sistemático
deslocamento do ar em direção ao polo no ramo superior da circulação de Hadley,
uma resposta à conservação do ar do seu momento angular absoluto; ver Capítulo
4.
Ao contrário do jato da frente polar, movimentos verticais de larga escala não são
comumente induzidos na troposfera em associação com amplos cavados e cristas
do jato subtropical.