1 Disciplina: ACA0223 (Climatologia 1)

Disciplina: ACA0223 (Climatologia 1)
Elaborado por: Gyrlene A. M. da Silva ([email protected])
Departamento de Ciências Atmosféricas, IAG/USP, São Paulo, Brasil
Circulação Geral da Atmosfera
A circulação geral observada na troposfera resulta da combinação de causas térmicas e
dinâmicas, que originam as diferenças de pressão atmosférica – força que o ar exerce sobre
a superfície terrestre, cuja unidade é em milibares (mb) ou hectopascais (hPa). Entre 35º em
ambos hemisférios, a superfície terrestre recebe mais radiação solar do que perde. Já nos
pólos a quantidade de radiação absorvida é menor do que aquela perdida (Figura 1). Para
que as regiões na faixa equatorial não se tornem cada vez mais quente, o calor nestas
regiões precisa ser transportado para os pólos. Da mesma forma que para os pólos não se
tornarem cada vez mais frio, o ar frio desta região precisa ser transportado o equador. O
aquecimento desigual da superfície terrestre devido às diferenças de temperatura entre pólos
e equador, e terra e mar, origina movimentos do ar denominados anticiclones (centros de
altas pressões) ou ciclones (centros de baixas pressões).
Figura
1.
Aquecimento
diferenciado
entre
equador
e
pólos.
Fonte:
http://www.epa.gov/air/index.html
Existe uma força “desviadora” chamada Força de Coriolis, que ocorre devido ao efeito
de rotação da Terra, que estabelece o giro das parcelas de ar nos centros pressão e também
nas correntes oceânicas. Esta força é expressa por
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,
onde
Ω = velocidade angular da rotação da Terra
V= velocidade do vento
φ = latitude onde ocorre o movimento
A Fco é perpendicular ao eixo de rotação do referencial e ao vetor da velocidade do
corpo em movimento. Se o corpo se afasta do eixo de rotação, Fco exerce-se no sentido
contrário da rotação. Se o corpo se aproxima do eixo de rotação, Fco exerce-se no mesmo
sentido que a rotação. Esta força é diretamente proporcional ao seno trigonométrico do
ângulo da latitude, ou seja, é máxima nos pólos e mínima no equador. Tende a defletir o
movimento das parcelas de ar para a esquerda (direita) no Hemisfério Sul (Norte). Assim é
possível definir para o caso do Hemisfério Sul (HS, ver Figura 2a):
Anticiclones – parcelas de ar giram no sentido anti-horário. A pressão diminui do centro
para periferia e o movimento do ar é descendente na vertical e divergente na superfície. O
movimento descendente do ar favorece o aumento de temperatura e inibição de nuvens de
chuva. São geralmente associados a céu limpo e tempo seco.
Ciclones – parcelas de ar giram no sentido horário. A pressão diminui da periferia para o
centro e o movimento do ar é convergente à superfície e ascendente na vertical. Com a
subida do ar, a temperatura da coluna diminui o que favorece condensação do vapor d’ água
e formação de nuvens de chuva. São geralmente associados a céu muito nublado e mau
tempo.
Para o caso do Hemisfério Norte (HN) o giro das parcelas é contrário ao giro no HS, ou
seja, os anticiclones (ciclones) giram no sentido horário (anti-horário) (Figura 2b).
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(a)
(b)
Figura 2. Centros de pressões atmosféricas.
Em um mapa de pressão atmosférica é possível observar linhas de isóbaras, ou seja,
linhas que unem pontos com o mesmo valor de pressão atmosférica. O ar desloca-se das
altas para baixas pressões, e esse deslocamento devido ao movimento de rotação da Terra
não é em linha reta, determinando diferentes estados de tempo e clima. Em um centro de
pressão, a diferença do valor central e o valor na periferia ou entre dois centros é chamada
de gradiente de pressão (Figura 3).
Figura 3. Carta de superfície. Isóbaras em amarelo, valores de pressão em azul (A= alta
pressão, B= baixa pressão). Fonte: CPTEC/INPE
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Faixas de pressões atmosféricas ao redor do globo
Figura 4. Distribuição dos centros de pressões no globo. Fonte: http://www.scribd.com/
Entre estas diferentes faixas de pressão ou células estabelecem-se movimentos do ar,
que determinam a direção e o sentido dos ventos dominantes nas várias regiões do globo.
Elas não ocupam permanentemente as mesmas posições. Ao longo do ano deslocam-se em
latitude, ou seja, movimentam-se para Norte e para Sul, acompanhando o movimento anual
aparente do sol. As mais importantes células de circulação global atmosféricas são
denominadas de Células de Hadley e Walker e podem ser observadas nos campos médios
anuais e suas posições médias determinadas a partir de médias temporais de longos
períodos (períodos de no mínimo 30 anos de dados).
A Figura 5 ilustra a célula de Hadley diz respeito à circulação no plano verticalmeridional (sul-norte). Originada pelo transporte de calor desde as zonas equatoriais até às
latitudes médias (aproximadamente 30º em ambos hemisférios), onde a quantidade de
radiação solar incidente é normalmente muito menor. O ar quente ascende por convecção
nas regiões equatoriais e desloca-se até as latitudes superiores, pelas camadas atmosféricas
mais altas. A subida do ar quente no Equador está acompanhada pela formação freqüente
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de tempestades convectivas configurando a Zona de Convergência Intertropical (ZCIT). O ar
que se desloca das altas pressões subtropicais (Figura 4) também é deslocado para a região
da ZCIT contribuindo para intensificar o movimento ascendente. Estes são denominados de
ventos alísios de sudeste quando oriundos no HS e de nordeste quando oriundos do HN.
A célula de Hadley está associada à presença de Correntes de Jato em médias
latitudes (25º - 60º em ambos hemisférios) que são ventos fortes de oeste para leste em
torno de 7-15 km acima da superfície. As Correntes de Jato não são uniformes e apresentam
uma estrutura ondulatória. Recebem o nome de Jato Subtropical (JST) e Jato Polar (JP). O
JST ocorre mais próximo dos subtrópicos e separa o ar subtropical mais frio do ar tropical
ainda mais quente. O JP ocorre mais próximo dos pólos e delimita o ar polar frio e o ar
subtropical mais quente. As Correntes de Jato são de extrema importância para previsão de
tempo e clima tendo em vista que estão em uma região com intenso gradiente de
temperatura e contribuem na transferência de energia dos trópicos em direção aos pólos e
do excesso de frio das regiões polares em direção ao equador. A correntes de jato
apresentam variações sazonais, por exemplo, para ambos os hemisférios durante o inverno,
quando o pólo está na escuridão, o gradiente de temperatura entre a região equatorial e
polar atinge o seu máximo e as correntes são mais intensas. Durante os meses de verão, a
diferença de temperatura entre o pólo e o equador é a menor possível e os ventos são mais
fracos.
Na aeronáutica as Correntes de Jato também são importantes para os pilotos por causa
dos ventos fortes que podem tanto acelerar quanto reduzir a velocidade do cruzeiro,
dependendo da direção que a aeronave está voando. Turbulência causada pelos jatos pode
também afetar a segurança da aeronave e o conforto dos passageiros.
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Figura
5.
Representação
da
circulação
geral
da
atmosfera.
Fonte:
http://www.geology.um.maine.edu/ges121/lectures/20-monsoons/hadley.jpg
A célula de Walker ocorre no plano vertical-zonal (oeste-leste) e é mostrada na Figura 6.
Ocorre devido à diferença de aquecimento entre oceano e continente. Um sistema de alta
pressão sobre o leste do Pacífico, e de baixa pressão sobre a Indonésia favorece o gradiente
de pressão à superfície entre os setores oeste e leste ao longo do Pacífico Equatorial. Uma
circulação zonal é então gerada com movimento ascendente do setor oeste da bacia e
movimento descendente no setor leste desta. Como resultado da circulação fechada são
observados ventos de oeste em superfície no verão do HN (jun-jul-ago) e ventos de leste
sobre o Pacífico e Atlântico. Com isso são observados contrastes na Temperatura de
Superfície do Mar (TSM) entre esses oceanos. No caso do Pacífico Equatorial e Atlântico
ambos tem TSM mais frias no verão do HN ao leste, enquanto que TSM mais frias
predominam somente no setor oeste do oceano Índico. Os ventos alísios, junto à costa da
América do Sul, favorecem um mecanismo chamado pelos oceanógrafos de ressurgência,
que seria o afloramento de águas mais profundas do oceano. Estas águas mais frias têm
mais oxigênio dissolvido e vêm carregadas de nutrientes e micro-organismos vindos de
maiores profundidades do mar, que vão servir de alimento para os peixes daquela região.
Essas características também contribuem com a estrutura da profundidade da termoclina que
será discutida posteriormente.
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Figura 6. Representação da célula de Walker. Fonte: An Introduction to Dynamic
Meteorology, James R. Holton
Através da Figura 5, é possível observar uma outra célula de circulação entre 30º e 60º
de latitude em ambos hemisférios oposta à célula de Hadley, denominada Célula de Ferrel.
Ainda é pouco conhecida, mas é caracterizada pelo ar em superfície que se desloca para os
pólos e, devido a Fco, os ventos tem um forte componente de oeste, formando os ventos de
oeste em latitudes médias, que são mais variáveis que os ventos alísios.
A circulação em altas latitudes denominada de Circulação Polar é pouco conhecida.
Acredita-se que a subsidência nas proximidades dos pólos produz uma corrente superficial
em direção ao equador, que é desviada, formando os ventos polares de leste, em ambos os
hemisférios. Quando estes frios ventos polares se movem para o equador, eles
eventualmente encontram a corrente de oeste de latitudes médias, que é mais quente. A
região na qual estas duas correntes se encontram é uma região de descontinuidade,
chamada frente polar.
Nos estudos teóricos e de modelagem computacional é a circulação geral da atmosfera
que define o estado básico da atmosfera (ou climatologia). Sobrepostos ao estado básico
podem ocorrer fenômenos de menor escala temporal e espacial, denominados de transientes
que sofrem variações com o ciclo anual. Por exemplo, para uma variável vento zonal (u)
dependente no espaço (x) e no tempo (t), temos que seu valor será composto por um estado
_
básico u mais uma perturbação u’. Matematicamente:
_
u(x,t) = u + u’(x,t)
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O estado básico da atmosfera pode ser perturbado ou sofrer influências da variabilidade
natural, como fatores externos como o deslocamento sazonal do sol, erupções vulcânicas e o
acoplamento oceano-atmosfera devido às mudanças na TSM. No próximo tópico serão
abordadas como as variações de TSM influenciam a atmosfera e vice-versa.
Considerações sobre a interação oceano-atmosfera
A Figura 7 exemplifica a distribuição zonal da TSM. Vale destacar:
• a distribuição é aproximadamente zonal e as isolinhas de temperatura (isotermas) seguem
aproximadamente os paralelos de latitude;
• em torno do equador a TSM fica em torno de 28ºC, decrescendo em direção aos pólos, a
cerca de -2ºC junto ao gelo, nas latitudes polares;
• nos trópicos o valor médio deste excesso está em torno de 0,8ºC e nas latitudes médias há
grandes diferenças sazonais e regionais;
• próximo da costa, as correntes oceânicas são desviadas e as isotermas tendem a direção
norte-sul (Figura 8);
• ao longo da margem leste dos oceanos podem ocorrer baixas temperaturas devido a
ressurgência das águas subsuperficiais mais frias (Figura 8);
• o ar próximo à superfície oceânica adquire lentamente a temperatura próxima àquela da
água, de modo que a temperatura do ar sobre os oceanos fica em média com a mesma
distribuição da temperatura da superfície oceânica.
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Figura 7. TSM média verão e inverno. Fonte: NCEP/NCAR
Figura 8. Correntes oceânicas globais. Fonte: Notas de aula – Tércio Ambrizzi, IAG-USP
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A diferença de temperatura entre a superfície do mar e o ar sobrejacente é de grande
importância nos processos atmosféricos e conseqüentemente elaboração da previsão do
tempo e clima. Se o mar está mais quente do que o ar sobrejacente, o calor e vapor d’água
são transferidos para a atmosfera devido à evaporação o que contribui para redução da
pressão em superfície. O ar é elevado para níveis mais alto, favorecendo instabilidade
atmosférica onde pode ser condensado. Entretanto, o resfriamento da atmosfera pela água
oceânica, não possui tanta significância para a atmosfera.
A Figura 9 mostra à distribuição da TSM com a profundidade, destaca-se:
• na região entre a superfície e uma profundidade de 25 a 200 m existe a “camada de
mistura” onde geralmente a temperatura é próxima da temperatura de superfície, devido à
mistura produzida pelas ondas.
• entre 200-300 m e 1000 m de profundidade aproximadamente, a temperatura decresce
rapidamente. Essa região com acentuado gradiente vertical de temperatura é denominada
de termoclina, abaixo da qual em torno de 1000 m de profundidade não existe variação
sazonal (exceto em regiões polares, Figura 9c) a temperatura decresce suavemente entre
0º e 3ºC. Essa faixa limitada é mantida em todo o oceano profundo, geograficamente e
sazonalmente, pois é determinada pela temperatura de resfriamento e pela água densa
que mergulha das regiões polares para o fundo do oceano em direção ao Equador.
• A temperatura e a profundidade da camada de mistura mostram variações sazonais em
médias latitudes. Durante o inverno, quando as temperaturas de superfície são baixas e as
condições na superfície são turbulentas, a camada de mistura superior pode aprofundar-se
até atingir a termoclina permanente; isto é, o perfil de temperatura pode ser efetivamente
vertical (constante) entre 200-300 m ou mais. No verão, como as temperaturas superficiais
aumentam e as condições da superfície são menos turbulentas, uma termoclina sazonal
freqüentemente surge acima da termoclina permanente.
A termoclina tem uma variação sazonal e começa a se formar na primavera e alcança
seu desenvolvimento máximo (isto é, com maior gradiente vertical de temperatura) no verão
Resfriamento e fortes ventos no inverno aumentam progressivamente a profundidade da
termoclina sazonal e reduzem o gradiente de temperatura ao longo dela, de maneira que a
camada de mistura superior alcança sua total espessura de 200-300 m. Em baixas latitudes
não existe resfriamento de inverno, assim não há variação sazonal da termoclina, apenas
uma estrutura permanente nas profundidades entre 100-150 m. Em altas latitudes (maiores
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ou iguais a 60º), não existe termoclina permanente. Apesar disso, a termoclina sazonal ainda
desenvolve-se no verão nessas altas latitudes, sobre a fraca termoclina permanente.
Figura 9. Perfis médios típicos de temperatura para diferentes latitudes em oceano aberto.
Fonte: http://www.master.iag.usp.br
Os oceanos, a superfície da Terra e a atmosfera são compostos por diferentes
propriedades:
a) nos oceanos
• a água tem uma capacidade calorífica maior. Por este motivo, requer cerca de cinco vezes
a quantidade de calor para produzir a elevação da temperatura de uma determinada massa
de água do que para produzir a mesma elevação na mesma massa da superfície terrestre.
Da mesma maneira que a quantidade de calor exigido para elevar a temperatura de
determinado volume de água é cerca de 5000 vezes maior do que aquela exigida para
produzir a mesma elevação de temperatura no mesmo volume de ar;
• águas em pouca profundidade são aquecidas pela TSM devido à radiação incidente ou pela
troca de calor entre a superfície e os níveis imediatamente inferiores;
• a troca de calor entre regiões também pode ocorrer na horizontal devido as correntes
oceânicas.
b) na superfície terrestre
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• a Terra tem capacidade calorífica e condutividade térmica relativamente baixa, ou seja, a
radiação solar afeta somente uma fina camada superficial da terra em comparação com a
profunda camada de água oceânica;
• a superfície da terra tem elevação de temperatura maior, durante o dia, do que a superfície
oceânica e decresce durante a noite;
• a quantidade de radiação da superfície varia segundo a quarta potência da temperatura
absoluta da superfície oceânica, e assim mais energia é re-irradiada pela superfície da
terra, de modo que a água oceânica retém uma quantidade de calor maior do que a
superfície terrestre.
Impactos dos oceanos na atmosfera
• correntes oceânicas quentes advectam (transportam horizontalmente) calor para os pólos
para compensar o ganho de radiação líquida em baixas latitudes e o déficit em altas
latitudes;
• anomalias de TSM próximo à costa influenciam as temperaturas do ar no litoral, a
nebulosidade e a precipitação;
• a diferença entre as temperaturas do ar no litoral durante o dia e a TSM costeira induz
pequenas células de circulação denominadas de brisas marítimas (Fig. 10a) e terrestre
(Fig. 10b)
(a)
(b)
Figura 10. (a) brisa marítima; (b) brisa terrestre. Fonte: http://www.epa.gov/air/index.html
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• a uniformidade dos oceanos, comparada com a superfície acidentada da terra, permite
ventos mais fortes no mar e nas costas.
• as anomalias de TSM de oceanos próximos ou remotos afetam a intensidade, freqüência e
distribuição das chuvas no continente. Um exemplo está na variabilidade atmosférica de
baixa freqüência, como o fenômeno ENOS, PDO e outros, que serão tópicos abordados na
próxima aula.
• grandes áreas de oceanos frios ao longo das costas oeste e subtropicais freqüentemente
criam nuvens stratus, principalmente no verão e algumas podem se deslocar para o litoral
como nevoeiro advectivo;
• águas costeiras frias podem reduzir precipitação.
Impactos da atmosfera nos oceanos
• massas de ar deslocando-se sobre o oceano podem induzir mudanças progressivas na
temperatura da água oceânica;
• ventos intensos podem produzir ondas na superfície oceânica em pequena escala espacial
ou até mesmo mudança de direção da água em grande escala, de uma região para outra,
dando origem às correntes oceânicas;
• no inverno, o vento frio do continente que sopra sobre água relativamente quente dos
oceanos, nas latitudes médias, favorecendo resfriamento da superfície da água, sendo
parte devido à transferência de calor e parte como resultado da perda de calor pela
evaporação;
• no verão, o vento vindo da terra aquecida, tende a elevar a TSM local (próximo ao
continente);
• pressões atmosféricas muito baixas produzem levantamento do nível da água no centro de
uma determinada região e o abaixamento da superfície da água nas laterais desta região
central. O aumento do nível da água (elevação) move-se com a depressão e produz a
chamada “onda turbulenta” que, em determinadas ocasiões causa inundações.
• o efeito de baixas pressões sobre regiões oceânicas por muitos dias também pode
ocasionar resfriamento da TSM local.
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Próxima aula:
Introdução a Variabilidade de Baixa Freqüência e Teleconexões
Referências
Holton, J.R. An Introduction to Dynamic Meteorology, Fourth Edition, Elsevier Ed., 553p.
http://www.cptec.inpe.br
http://sealevel.jpl.nasa.gov/overview/climate-climatic.html
http://www.epa.gov/air/index.html
http://www.esrl.noaa.gov/psd/
http://www.geology.um.maine.edu/ges121/lectures/20-monsoons/hadley.jpg
http://www.master.iag.usp.br
http://www.scribd.com/
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