Capítulo 12

Circulação da alta atmosfera e correntes de jato.

A velocidade do vento normalmente aumenta com a altura acima da superfície,

devido à diminuição da influência da fricção da superfície e à redução 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 de 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 estende por metade da superfície equatorial 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 redução 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 (ao longo do

leste da América do Norte estão 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 tem menor amplitude 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, a leste dos Andes, e (3) o Pacífico Sul em

120˚-160˚W. Entre esses cavados médios há cavados menores sobre os Andes

(em direção ao Equador, partindo de 50ºS) sobre o Pacífico oeste (150˚E-

150˚W) e na longitude do 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 Antártida e os trópicos.

Fig. 12.1 Altitude média da superfície de 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 Altitude média da superfície de 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, pode muito bem haver 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 térmicos 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

térmicos são mais fracos e as ondas tendem a assumir um 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 foi levado pelo 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. Ocorre divergência à frente (a leste) de um

cavado nos ventos de oeste em altitude, induzindo convergência na superfície,

com movimentos ascendentes entre eles; a região abaixo 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

(a 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 (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, para as latitudes de 40˚-50˚N, o ar pode

também ser transportado desta forma em torno da Terra em uma semana.

Fig. 12.3 As ondas de Rossby do Hemisfério Sul como determinada pela

trajetória do balão GHOST, lançado na Nova Zelândia em 30 de março de

1966. Ele foi levado pelo vento 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 seguinte: "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 máximos de velocidade". 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

justaposto em outros mais fracos. Porém, isto é importante para se

compreender que o eixo da corrente de jato (a onda no escoamento superior)

não é nem uma linha de escoamento nem uma trajetória, devido à ascensão de

ar para o jato em algumas áreas e subsidência para baixo dele em outras

áreas (ver Fig. 12.4). Ventos sopram através do sistema ao invés de ao longo

dele, e mapas e cortes transversais representam cortes no 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 reconhecidas:

(1) a corrente de jato da frente polar, que normalmente atinge um máximo em

200-300 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 de

certos setores da região equatorial, particularmente sobre o subcontinente

indiano no período das monsões de verão;

(4) a corrente de jato subpolar estratosférica, que desenvolve um máximo de

velocidade acima de 30km e varia entre 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 térmicas e dinâmicas

locais, tais como o jato da Somália (ou Findlater) da costa leste africana,

particularmente nos meses de verão.

Neste capítulo, será dada mais atenção 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 abaixo da tropopausa ou acima de 300 mb ou 9-12km, como mostrado

nas Figs. 12.6 e 15.2. Ela exibe áreas com velocidade máxima e mínima ao

longo desse eixo, e pode nem sempre ser contínua por todo o globo. Sua

velocidade máxima é normalmente da ordem de 60m/s, 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 está associada

a movimentos verticais nos sistemas de tempo transientes de latitudes médias

em níveis atmosféricos inferiores.

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 baroclinia, representada pela forte

inclinação das isotermas na zona frontal) tem o seu maior valor, como

mostrado na Fig. 12.6. Há 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 própria frente polar. A corrente de jato se desenvolve como

consequência do gradiente de temperatura na direção do pólo, sendo

concentrada em uma estreita zona frontal polar, onde os escoamentos de ar

tropical e polar convergem, por meio do que é chamado de mecanismo de

vento térmico. O conceito de vento térmico 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

da massa ficará concentrada em baixos níveis, se comparado com o 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 da pressão com a altura é

proporcional à densidade do ar. Quanto mais alto o nível da atmosfera, maior

se torna a diferença de pressão sobre os dois locais - um gradiente de pressão

causado simplesmente por um gradiente de temperatura.

Não há vento soprando na superfície AB, já que a pressão é uniforme, mas o

gradiente de pressão superior que surge da diferença térmica, define um vento

que se torna mais forte com a altura - o vento térmico. No diagrama, um forte

vento de oeste (soprando para dentro do papel) se desenvolverá com baixa

pressão à 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 gradiente de pressão em superfície pré-

existente, que terá o efeito de acentuar o escoamento superior de oeste ainda

mais.

A força do escoamento é uma função da altura e uma função do contraste de

temperatura entre as duas massas de ar através de 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

superior. Esta mudança no vento geostrófico com a altura, através da variação

de temperatura na horizontal é chamada de componente do vento térmico. Esta

componente do escoamento sopra paralelamente 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

térmico 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 térmico.

Na troposfera há um gradiente de temperatura equador-polo (norte-sul) médio,

do tipo ilustrado na Fig. 12.7, que induzirá uma forte componente de oeste ao

escoamento superior. Nas proximidades da frente polar, onde o gradiente de

temperatura é intensificado, a componente do vento térmico do escoamento de

ar superior será acentuada, produzindo um forte jato de oeste de frente polar

acima.

Na quebra da tropopausa, associada com a correntes de jato, onde o gradiente

de temperatura horizontal é revertido, a componente do vento térmico é

também revertida - por isso a velocidade do vento não aumenta com a altura

exatamente na tropopausa no ar quente, mas atinge seu valor máximo alguma

distância abaixo dela.

Incidentalmente, gradientes de pressão induzidos pela variação da temperatura

na horizontal do tipo mostrado esquematicamente na Fig. 12.7 podem 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 determinada altura, a pressão no centro da alta já não será

mais alta do que q pressão do ar no 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 escoamentos de oeste superiores

podem ser geradas a sotavento de barreiras montanhosas de larga escala.

Considere um escoamento de oeste amplo, profundo e direto encontrando uma

cadeia de montanhas 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 o ar se torna "comprimido" entre o

topo da montanha e a tropopausa. Como 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 que desenvolve curvatura anticiclônica, enquanto a

convergência horizontal a sotavento 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 a sotavento de uma barreira.

Tal configuração é comum sobre as Montanhas Rochosas e os Andes, que

atuam para ancorar ondas nos ventos de oeste superiores em locais

preferenciais (ver Figs. 12.1 e 12.2).

Figura 12.8 O desenvolvimento de uma crista e um cavado num escoamento

de oeste conforme cruza uma barreira orográfica.

O jato da frente polar e o movimento vertical de ar

No Capítulo 4 foi explanado que a força do gradiente de pressão e a força de

Coriolis não estão em equilíbrio no caso do escoamento do vento gradiente 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 ondas de Rossby em altitude, 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) superiores 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 vento deve, portanto, enfraquecer e convergir 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, o que

ocasiona o ar em baixos níveis a convergir e ascender. 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 12-13km 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 (78 nós), mas com ventos

até 135 m/s (260 nós) sobre o 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 a cristas sobre os sul dos EUA, norte da África e

o sudeste da Ásia.

A corrente de jato é mais geograficamente permanente do que os jatos de

frentes polares meândricos e mais móveis (especialmente no inverno). Há

pouca de propagação das ondas a partir de oeste para leste, e há somente

leves desvios diários da velocidade do vento e posição geográfica da situação

média sazonal. Esta constância é ligada à constância relativa da circulação de

Hadley como um todo (discutida 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 montanhas

orientada leste-oeste, tem o efeito de ancoramento de 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, possam 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 (97 nós), mas a velocidade diminui rapidamente na

direção do equador.

A corrente de jato subtropical de oeste está 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 está localizada no lado tropical de

uma quebra entre a tropopausa tropical (a 100 mb) e a tropopausa das médias

latitudes (a 250 mb). Esta 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 vertical do vento associado com os

jatos e, abaixo de 400 mb, pouca evidência do jato acima. O jato é gerado

como um resultado do sistemático desvio do ar em direção ao polo no ramo

superior da circulação de Hadley, uma resposta à conservação de momento

angular absoluto do ar; ver Capítulo 4.

Ao contrário do jato da frente polar, movimentos verticais de larga escala não

são induzidos na troposfera em associação com os grandes cavados e cristas

do jato subtropical.