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 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 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.