Circulação Atmosférica JULHO, 2001

UNIVERSIDADE FEDERAL DO RIO DE JANEIRO
CENTRO DE CIÊNCIAS MATEMÁTICAS E DA NATUREZA
INSTITUTO DE GEOCIÊNCIAS
DEPARTAMENTO DE METEOROLOGIA
Circulação Atmosférica
POR
MARIA GERTRUDES ALVAREZ JUSTI DA SILVA1
RIO DE JANEIRO, RJ
JULHO, 2001
_______________________
1
Tradução com finalidade didática de:
AHRENS, A. D. Essentials of Meteorology: an invitation to the atmosphere. West Publishing Company, New York, 1993. Cap. 7, p 157-185.
Circulação Atmosférica
Escalas do Movimento Atmosférico
Vórtices – Grandes e Pequenos
Sistemas de Ventos Locais
Circulações Térmicas
Brisas Marítimas e Terrestres
Ventos com Variação Sazonal – as Monções
Brisas de Vale e de Montanha
Ventos Catabáticos
Ventos Foehn
Ventos Globais
Circulação Geral da Atmosfera
Modelo Unicelular
Modelo Tricelular
Campos Médios de Vento e Pressão em Superfície: O Mundo Real
A Circulação Geral e a Precipitação
Ventos de Oeste e a Corrente de Jato
Circulação Geral e os Oceanos
Ventos e Ressurgência
El Niño e a Oscilação Sul
Resumo
Termos Chave
Questões de Revisão
Algumas aeronaves encontram vórtices de
turbulência em ar claro. Tais vórtices não são
incomuns especialmente nas proximidades das
correntes de jato. Neste capítulo, vamos examinar
uma grande variedade e tipos de circulações.
Primeiramente, vamos olhar para a formação de
ventos em pequena escala. Depois vamos examinar
circulações em escala um pouco maior – os ventos
locais – tais como as brisas do mar e de montanha,
descrevendo como elas se formam e que tipo de
tempo estão associadas a elas. Finalmente, vamos
descrever o sistema de circulação que atua sobre o
planeta como um todo.
Escalas do Movimento Atmosférico
O ar em movimento – o que chamamos de vento – é
invisível, embora possamos ter evidências de sua
presença em quase todo lugar que observamos. Ele
esculpi as rochas, move as folhas, desloca a fumaça
e conduz o vapor d’água para onde ele pode se
condensar e formar as nuvens. O vento sempre está
conosco, onde quer que vamos. Em um dia quente
ele pode nos refrescar; em um dia frio, ele nos faz
tremer. Uma brisa pode estimular nosso apetite se
ela traz consigo o aroma de pães frescos de uma
padaria. O vento é um elemento poderoso. O
“cavalo de força” do tempo.
Ele move as
tempestades e os grandes sistemas de tempo em
torno do mundo. Ele transporta calor, umidade,
poeira, insetos, bactérias e pólen de um lugar para
outro.
Existem circulações de todos os tamanhos
dentro da atmosfera. Pequenos vórtices dentro de
outros maiores, que fazem parte de outros sistemas
maiores ainda – uma grande massa de vórtices
turbulentos.
Para ajudar no entendimento, os
meteorologistas agrupam as circulações de acordo
com os seus tamanhos.
Esta hierarquia de
movimentos, desde pequenos redemoinhos até
tempestades gigantes é chamada de escalas de
movimento.
Considere a fumaça de uma chaminé
subindo pelo ar claro em uma região industrial de
uma grande cidade (Figura 7.1a). Dentro da fumaça,
pequenos movimentos caóticos – pequenos
redemoinhos – fazem com que ela gire e se mova.
Estes vórtices se constituem na menor escala de
movimento – a microescala. Na microescala, os
vórtices com diâmetros de poucos metros não só
dispersam a fumaça como também carregam poeira
e papéis para o ar. Eles se formam pela convecção
do ar ou pela passagem do vento sobre obstáculos e
geralmente têm vida curta, durante, no máximo, uns
poucos minutos.
Na Figura 7.1b observe que, na medida que
a fumaça sobe, ela gira e se dirige para o centro da
cidade.
A fumaça sobe mais alto ainda e é
carregada de volta para o setor industrial. Esta
circulação da cidade se constitui na próxima escala
- a mesoescala (significando escala média). Ventos
típicos de mesoescala variam de poucos quilômetros
até cerca de centenas de quilômetros de diâmetro.
Geralmente elas duram mais do que os movimentos
de microescala, geralmente muitos minutos, horas e,
em muitos casos, até um dia. As circulações de
mesoescala incluem os ventos locais (que se
formam ao longo da costa e perto de montanhas),
assim como as tempestades, tornados e algumas
tempestades tropicais menores.
Quando olhamos para a trajetória da fumaça
em uma carta sinótica de superfície (Figura 7.1c),
não se vê nem a fumaça nem a circulação sobre a
cidade. Tudo que se vê é a circulação ao redor das
áreas de altas e baixas pressões – os ciclones e
anticiclones das latitudes médias.
Nós agora
estamos falando da escala sinótica, ou escala dos
mapas de tempo. As circulações desta magnitude
dominam regiões de centenas a milhares de
quilômetros quadrados e embora seu tempo de vida
varie, eles tipicamente duram por vários dias e, às
vezes, semanas. Aqui temos configurações do
vento variando sobre todo o planeta. Algumas vezes
as escalas sinótica e global são combinadas e
referidas como macroescala.
Vórtices – Grandes e Pequenos
Quando o vento encontra um objeto sólido, um
redemoinho de ar – ou vórtice – se forma do lado
posterior do objeto. O tamanho e a forma do vórtice
depende do tamanho e da forma do obstáculo e da
velocidade do vento.
Ventos fracos produzem
vórtices pequenos e estacionários. O ar que flui em
torno de um edifício produz grandes redemoinhos
que poderão ter o tamanho do edifício. Ventos fortes
que passam por sobre um estádio esportivo podem
produzir vórtices que podem girar de tal modo a criar
ventos em superfície no campo de esporte que se
movem na direção oposta do fluxo do vento sobre o
estádio. O vento que passa sobre uma superfície
suave produz poucos vórtices, mas quando a
superfície tem muita rugosidade, muitos vórtices são
formados.
Os vórtices que se formam a sotavento dos
obstáculos podem produzir uma grande variedade
de efeitos interessantes. Por exemplo, o vento
movendo-se sobre uma cadeia de montanhas em ar
estável com velocidade maior do que 40 nós
geralmente produz ondas e redemoinhos (vórtices),
tais como os mostrados na Figura 7.2. Podemos ver
que os vórtices se formam tanto perto da montanha
quanto em cada crista da onda que se forma a
sotavento. Esses vórtices são chamados de
‘”rotores” e têm movimentos verticais violentos que
produzem condições perigosas de vôo com extrema
turbulência. Em uma escala bem menor, o “uivar” do
vento em noites de tempestades é causado por
vórtices que estão constantemente se chocando com
obstáculos, tais como chaminés e cantos de
telhados.
Vórtices turbulentos se formam tanto na
superfície como no ar superior. A turbulência de ar
superior ocorre abruptamente e inexplicavelmente,
especialmente quando o vento muda sua velocidade
ou direção (ou ambos) abruptamente. Tal mudança
é chamada de cisalhamento do vento (“wind
shear”). O cisalhamento cria forças que produzem
vórtices ao longo de uma camada de mistura. Se os
vórtices se formam em ar claro, esta forma de
turbulência é chamada de turbulência em ar claro,
ou TAC.
Sistemas de Ventos Locais
Todo verão milhares de pessoas se deslocam de
cidades do interior para cidades do litoral, esperando
escapar do calor da região continental. Em dias
quentes e úmidos, esses viajantes geralmente
encontram tempestades cerca de 40 quilômetros da
costa, tempestades que invariavelmente duram
apenas alguns poucos minutos. De fato, na hora
que esses viajantes chegam na praia, o céu está
geralmente claro e a temperatura do ar muito mais
baixa, na medida que a brisa do mar os atinge. Se
esses viajantes retornarem ao lar à tarde, essas
pancadas de chuva “misteriosas” ocorrerão mais ou
menos no mesmo local em que foram encontradas
pela manhã.
Na verdade, essas pancadas de chuva não
são tão misteriosas.
Elas são causadas por
sistemas locais de vento – as brisas marítimas. Na
medida que o ar mais frio do oceano penetra no
continente, ele força o ar instável mais quente e
úmido a ascender e se condensar, produzindo
majestosas nuvens e pancadas de chuva ao longo
de uma linha até onde o sistema de vento chega.
Circulações
Térmicas – Considere a
distribuição vertical de pressão mostrada na Figura
7.3a.
Todas as isóbaras estão paralelas à
superfície da terra; portanto, não existe variação
horizontal de pressão (ou temperatura) e não existe
gradiente de pressão e portanto nenhum vento.
Suponha que a atmosfera seja resfriada ao norte e
aquecida ao sul. (Figura 7.3b). No ar frio e mais
denso sobre a superfície, as isóbaras ficarão mais
próximas uma das outras, se agruparão, enquanto
no ar mais quente, menos denso, elas se
espalharam, tornando-se mais afastadas umas das
outras. Essa inclinação das isóbaras produz uma
força do gradiente de pressão (FGP) horizontal nos
níveis mais acima e provoca o movimento do ar na
direção das mais altas para as mais baixas
pressões.
Na superfície, a pressão do ar permanece
inalterada até que o ar nos níveis mais altos comece
a se mover. Na medida em que este ar se desloca
de sul para norte, o ar deixa a área sul e se
“empilha” sobre a área mais ao norte.
Essa
redistribuição do ar reduz a pressão atmosférica no
sul e aumenta a pressão do lado norte.
Conseqüentemente, uma força do gradiente de
pressão é estabelecida na superfície de direção
norte para sul e, portanto, os ventos à superfície
começam a fluir de norte para sul.
Agora temos uma distribuição de pressão e
temperatura assim como uma circulação do ar como
a mostrada na Figura 7.3c. Na medida que o ar frio
flui para sul, ele se aquece e se torna menos denso.
Na região de pressão baixa à superfície, o ar quente
sobre vagarosamente, expande-se, resfria-se e flui
para cima até uma elevação de cerca de um
quilômetro acima da superfície. Neste nível, o ar flui
horizontalmente para norte na direção das menores
pressões, onde ele completa a circulação pelo
vagaroso afundamento fluindo para baixo da alta em
superfície.
As circulações que surgem por
mudanças de temperatura, nas quais o ar quente
ascende e o ar frio descende, são denominadas de
circulações térmicas.
As regiões de altas e baixas pressões em
superfície, criadas quando a atmosfera se resfria ou
se aquece, são chamadas de altas e baixas
térmicas. Em geral, esses sistemas são sistemas
rasos, usualmente se estendendo não mais do que
por poucos quilômetros acima do solo.
Brisas Marítimas e Terrestres – A brisa
marítima é um tipo de circulação térmica. As
desigualdades nas taxas de aquecimento da terra e
do mar (discutidas no capítulo 3) causam estes
sistemas de ventos costeiros. Durante o dia, a terra
se aquece mais rapidamente que a água adjacente e
o forte aquecimento do ar acima desta superfície
produz uma baixa (pressão) térmica rasa. O ar
sobre a água permanece mais frio do que o ar sobre
a terra; donde se forma uma alta (pressão) térmica
sobre a água. O efeito final desta distribuição de
pressão é a brisa marítima que sopra do mar para a
terra (Fig 7.4a). Como os mais fortes gradientes de
temperatura e pressão ocorrem perto da fronteira
entre a água e a terra, os ventos mais fortes
tipicamente ocorrem perto das praias e diminuem
para dentro do continente. Além disso, como o
maior contraste de temperatura entre o mar e a terra
ocorre à tarde, do mesmo modo, as brisas marítimas
são mais fortes neste horário. (O mesmo tipo de
brisa que se desenvolve ao longo dos limites de um
lago é chamada de brisa de lago).
Durante a noite, a terra se resfria mais
rapidamente do que a água. O ar sobre a terra tornase mais frio que o ar sobre a água, produzindo uma
distribuição de pressão tal como a mostrada na Fig.
7.4b. Com pressões mais altas agora sobre a terra,
o vento se inverte e torna-se brisa terrestre – uma
brisa que flui da terra para a água. Esses contrastes
térmicos entre a água e a terra são menores à noite,
portanto, a brisa terrestre é bem menos intensa que
a marítima.
Observe a Figura 7.4 novamente e veja que
o ar que sobe está sobre a terra durante o dia e
sobre a água durante a noite. Portanto, ao longo da
costa úmida, as nuvens diurnas tendem a ser formar
sobre o continente e as nuvens noturnas sobre o
mar.
Isso explica porque à noite se observa
relâmpagos ao longe na direção do mar.
O limite extremo da brisa marítima é
chamado de frente de brisa marítima. Na medida
que a brisa se move continente à dentro, ocorre um
rápido decréscimo de temperatura logo atrás dela.
Em alguns locais essa mudança de temperatura
pode chegar a 50 C ou mais durante as primeiras
horas – uma experiência refrescante num dia
ensolarado e quente. Já que cidades perto do
oceano geralmente experimentam a brisa marítima
em torno do meio dia, suas temperaturas máximas
ocorrem mais cedo que nas cidades dentro dos
continentes. Na Costa Leste dos Estados Unidos, a
passagem da frente de brisa marítima é marcada por
um giro do vento, geralmente de oeste para leste.
No ar frio sobre o oceano, a umidade relativa
aumenta na medida em que a temperatura cai. Se a
umidade relativa aumenta acima de 70%, o vapor
d’água começa a se condensar sobre as partículas
de sal marinho ou fumaça industrial, produzindo
névoa. Quando o ar sobre o oceano está muito
concentrado com poluentes, a frente de brisa
marítima pode encontrar ar relativamente limpo a
assim aparecer como uma frente de fumaça, ou
frente de “smog”. Se o ar no oceano tornar-se
saturado, uma massa de nuvens baixas e nevoeiro
marcará o limite a frente do ar marinho (Figura 7.5).
Quando existe um contraste marcante na
temperatura do ar cruzando o limite frontal, o ar mais
quente e mais leve irá convergir e ascender. Em
muitas regiões, isso torna a brisa marítima boa para
vôos em planadores. Se esse ar ascendente for
suficientemente úmido, uma linha de nuvens do tipo
cúmulos se formará ao longo da frente de brisa
marítima e, se o ar for também instável, poderão
ocorrer tempestades. Como já foi dito, em um dia
quente e úmido, pode-se dirigir na direção da costa,
encontrar pancadas de chuva intensas no caminho
há muitos quilômetros da costa e se chegar à paria e
encontrar um dia ensolarado com uma agradável
brisa.
As brisas marítimas na Flórida ajudam a
produzir a característica chuva abundante de verão.
Do lado da costa Atlântica deste estado, a brisa
marítima sopra de leste; na costa do Golfo, ela se
move de oeste.
A convergência destes dois
sistemas úmidos de vento, acoplada com a
convecção diurna, produz condições de intensa
nebulosidade e ocorrência de pancadas de chuva
sobre o continente (Figura 7.6). Sobre a água (onde
o ar mais frio e mais estável fica perto da superfície),
o ar permanece sem nuvens.
A convergência da brisa marítima não está
restrita às áreas oceânicas. Um exemplo é o Lago
Michigan capaz de produzir brisas de lago bem
definidas. Na parte superior do Lago Michigan, onde
os dois grandes corpos d’água estão separados por
uma faixa estreita de terra, duas brisas se dirigem
para terra e convergem perto do centro da
península, criando nuvens e pancadas de chuva à
tarde enquanto que a área sobre a costa do lago
permanece ensolarada, agradavelmente fresca e
seca.
Ventos com Variações Sazonais – as
Monções - A palavra monção deriva da palavra
árabe mausin, que significa estação. Um sistema de
ventos monçônicos é aquele que varia sazonalmente
de direção, soprando de uma determinada direção
no verão e da direção oposta no inverno. Esta
reversão sazonal dos ventos é especialmente bem
desenvolvida nas partes leste e sul da Ásia.
De várias maneiras, as monções são
similares a uma forte brisa marítima. Durante o
inverno, o ar sobre o continente se torna muito mais
frio que o ar sobre o oceano (Ver Figura 3.7). Uma
grande e rasa área de alta pressão se desenvolve
sobre a Sibéria continental, produzindo uma
circulação de ar horária (HN) que flui na direção do
Oceano Índico e para sul do Mar da China. O ar
subsidente do anticliclone e o movimento
descendente dos ventos de nordeste que vêm do
platô continental geralmente favorecem com tempo
bom e seco o leste e sul da Ásia. Portanto, as
monções de inverno significam céu claro, com
ventos que sopram da terra para o mar.
No verão, a configuração do vento se reverte
na medida que o ar sobre o continente se torna
muito mais quente que o ar sobre o oceano (ver
Figura 3.8). Uma baixa térmica rasa se desenvolve
sobre o interior do continente. O ar aquecido dentro
da baixa ascende, e o ar circundante responde
fluindo no sentido anti-horário para o centro da
baixa. Isso resulta em um vento úmido soprando do
oceano para o continente. O ar úmido converge com
o fluxo seco de oeste, causando ascensão do ar; um
impulso ascendente maior é favorecido pela
presença de montanhas na região. A elevação do ar
frio até seu ponto de saturação resulta em
tempestades e pancadas de chuva.
Assim, a
monção de verão do sudeste da Ásia significa tempo
úmido e chuvoso (estação úmida) com ventos que
sopram do mar para a terra (Ver Figura 7.7).
As chuvas da monção de verão sobre o sul
da Ásia podem atingir quantidades recordes.
Localizada no continente sobre a região mais alta do
sul em Khasi Hills no nordeste da Índia, Cherrapunji
recebe em média 425 polegadas de chuva a cada
ano, a maior parte dela durante a monção de verão,
entre abril e outubro. As chuvas da monção de
verão são essenciais para a agricultura nesta parte
do mundo. Com uma população de cerca de 600
milhões de pessoas, a Índia depende muito das
chuvas de verão para que cresçam suas culturas de
alimento. Infelizmente, a monção pode falhar,
variando tanto em intensidade quanto em duração.
Já que a monção é tão vital para a sobrevivência de
tantas pessoas, não é difícil de adivinhar que os
meteorologistas têm investigado profundamente este
sistema. Eles têm tentado desenvolver métodos de
previsão mais precisos para a duração e intensidade
da monções. As esperanças são grandes mas os
resultados ainda são imprecisos.
Os sistemas de vento de monções existem
em outras partes do mundo, onde grandes
contrastes na temperatura se desenvolvem entre o
continente e os oceanos. (Geralmente, no entanto,
esses sistemas não são tão pronunciados quanto os
que ocorrem no sul da Ásia). Por exemplo, uma
circulação do tipo de monções é encontrada no
sudoeste dos Estados Unidos, especialmente no
Arizona e Novo México, onde a primavera e o início
do verão são normalmente secos, quando o vento
seco de oeste passa sobre a região. Mas em
meados de julho, ventos úmidos de sul são mais
comuns assim como as tempestades e pancadas de
chuva.
Brisas de Montanha e de Vale –
Naturalmente, as brisas de montanha e de vale se
desenvolvem ao longo de cadeias montanhosas.
Observe na Figura 7.8 que durante o dia a luz solar
aquece as paredes dos vales, o que por seu lado
aquece o ar em contato com elas. O ar aquecido,
sendo menos denso que o ar que esta mais acima
do vale, ascende montanha acima como um vento
suave denominado de brisa de vale. À noite, o
fluxo se reverte. As paredes da montanha se
resfriam rapidamente, esfriando o ar em contato com
elas. O ar mais frio e denso se escoa para baixo,
para o fundo do vale, produzindo a brisa de
montanha. (Porque a gravidade é a força que dirige
este tipo de vento para baixo, eles são chamados
também de ventos de gravidade ou ventos de
drenagem). Este ciclo diário no fluxo do vento é
melhor desenvolvido em dias claros de verão
quando o vento predominante é fraco.
Quando os ventos de vale são bem
desenvolvidos e têm umidade suficiente, eles podem
se revelar através do desenvolvimento de cúmulos
acima da montanha (Figura 7.9). Já que as brisas
de vale geralmente alcançam sua máxima
intensidade no início da tarde, a nebulosidade, as
pancadas de chuva e até mesmo as tempestades
são comuns sobre as montanhas durante a parte
mais quente do dia – um fato bem conhecido por
montanhistas, excursionistas e aqueles que gostam
de fazer piqueniques nas montanhas.
Ventos Catabáticos – Embora tecnicamente
qualquer vento que desça a inclinação de uma
montanha seja um vento catabático, este nome é
geralmente reservado para aqueles que são muito
mais fortes que as brisas de montanha. Os ventos
catabáticos podem atingir velocidades da ordem de
ventos de furacão, mas a maioria não chega a ser
tão intenso e muitos são da ordem de 10 nós ou
menos.
O ambiente ideal para os ventos catabáticos
é a presença de um platô elevado circundado por
montanhas com um lado aberto de inclinação muito
acentuada. Quando a neve de inverno se acumula
no platô, o ar que fica por cima dela fica
extremamente frio. Ao longo da borda do platô, o ar
frio denso começa a descer a encosta, geralmente
como uma brisa fria moderada. Se a brisa estiver
confinada a um estreito canyon ou canal, o fluxo do
ar pode aumentar, geralmente destrutivamente, na
medida em que o ar frio desde a montanha do
mesmo modo que a água em uma cachoeira.
Ventos catabáticos são observados em
várias regiões do mundo. Por exemplo, ao longo da
costa norte do Adriático na Iugoslávia, uma invasão
polar de ar frio vindo da Rússia descende a encosta
a partir de um platô alto e alcança as terras baixas
como o vento bora – um vento de nordeste, frio e
com rajadas com velocidades que às vezes
excedem 100 nós. Um vento frio similar, mas
geralmente menos violento, conhecido como mistral
desce as montanhas oestes no Vale de Rhone na
França e depois atinge o Mar Mediterrâneo.
Geralmente ele causa geadas e danos às plantações
de uva e faz as pessoas fugirem para o outro lado da
montanha onde o clima é agradável ao longo da
Riviera. Ventos catabáticos frios e fortes também
ocorrem sobre as capas de gelo da Groenlândia e
Antártida com velocidades às vezes maiores do que
100 nós.
Vento Foehn (Chinook) – O vento Foehn
(Europa) ou Chinook (Estados Unidos) é um vento
quente e seco que desce à sotavento de cadeias
montanhosas. Quando esses ventos se movem
sobre uma área, as temperaturas aumentam
rapidamente, às vezes em mais de 200C em uma
hora,
acompanhada de queda de umidade
chegando a 5%.
Este tipo de vento ocorre quando os ventos
fortes de leste em altitude fluem sobre altas
montanhas com direção norte-sul. Tais condições
podem produzir um cavado ou uma região de baixa
pressão do lado leste da montanha, um cavado que
tende a forçar ainda mais o ar para baixo. Na
medida que o ar descende, ele se comprime e se
aquece. Deste modo, a principal causa do
aquecimento é a compressão quando o vento está
sendo puxado de cima para baixo.
Quando ocorrem nuvens e precipitação à
barlavento da montanha, isso pode fortalecer ainda
mais o vento Foehn ou Chinook. Por exemplo, na
medida em que as nuvens se formam à barlavento
da montanha na Figura 7.10, a conversão de calor
latente em calor sensível fornece mais calor para o
processo de aquecimento à sotavento. Isso faz com
que a temperatura à sotavento seja bem maior do
que a temperatura do ar à barlavento da montanha.
O ar também fica mais seco já que a umidade é
removida quando ocorre precipitação à barlavento.
A Figura 7.11 ilustra o efeito deste tipo de
vento ao produzir uma barreira de nuvens nas
montanhas Rochosas a partir do Colorado.
A
fotografia foi tirada durante uma tarde de inverno
quando a temperatura do ar estava à -70C. Com o
estabelecimento do vento, as temperaturas no dia
seguinte atingiram o valor de 150C.
Ventos Globais
Até agora vimos que os ventos locais variam
consideravelmente de dia para dia e de estação para
estação do ano. Como você pode suspeitar, esses
ventos fazem parte de uma circulação muito maior –
os pequenos redemoinhos dentro de redemoinhos
maiores dos quais falamos no início do capítulo. As
áreas de baixa e alta pressão que giram são como
redemoinhos em grandes rios; assim o fluxo de ar
em torno do globo é como um rio. Quando se toma
a média dos ventos sobre o globo por um período
longo, os ventos locais desaparecem e o que vemos
é a configuração dos ventos em escala global – o
que é comumente chamado de circulação geral da
atmosfera.
A Circulação Geral da Atmosfera – Antes
de estudarmos a circulação geral da atmosfera,
devemos lembrar que ela apenas representa o fluxo
médio do ar em torno do globo. Na verdade, os
ventos em um determinado ponto e num dado
instante podem diferir consideravelmente desta
média. Por outro lado, a média pode responder
porque e como os ventos circulam em torno do globo
da maneira como o fazem – porque, por exemplo, os
ventos predominantes em Honolulu são de nordeste
e em Nova York são de oeste. A média pode nos dar
também uma visão dos mecanismos que governam
aqueles ventos, assim como nos dá um modelo de
como são transportados o calor e o momentum do
equador para as regiões polares, tornando o clima
das latitudes médias tolerável.
A causa da circulação geral é o aquecimento
desigual da superfície terrestre. Aprendemos no
Capítulo 2 que, tomando a média sobre toda a terra,
a radiação solar que chega é aproximadamente igual
à energia que sai da terra. Entretanto, sabemos que
este balanço de energia não é mantido para todas as
latitudes, já que os trópicos experimentam um ganho
líquido de energia enquanto as regiões polares
sofrem uma perda líquida de energia.
Para
equilibrar estas desigualdades, a atmosfera
transporta ar quente na direção dos pólos e ar frio na
direção do equador.
Embora aparentemente
simples, o fluxo real do ar é bastante complexo;
certamente nem tudo é conhecido sobre este
processo. Com o objetivo de melhor entendê-lo,
vamos olhar primeiro para alguns modelos (isto é,
construir analogias artificiais) que eliminem algumas
complexidades da circulação atmosférica.
Modelo Unicelular – O primeiro modelo é o modelo
unicelular, no qual se assume que a terra é
uniformemente coberta por água, de tal modo que o
aquecimento diferencial entre água e terra não
existem. Iremos assumir ainda que o sol está
sempre diretamente posicionado sobre o equador,
de tal modo que os ventos não vão se deslocar
sazonalmente. Finalmente assumiremos que a terra
não gira, de tal modo que a única força com a qual
teremos que lidar seja a força do gradiente de
pressão. Com essas hipóteses, a circulação geral
da atmosfera pareceria com a Figura 7.4, uma
grande célula termicamente dirigida em cada
hemisfério.
Esta é a célula de Hadley (assim chamada
porque foi George Hadley no século dezoito que
propôs a idéia pela primeira vez). Ela é dirigida pela
energia que chega do sol. O aquecimento excessivo
da área do equador produz uma vasta região de
baixas pressões, enquanto que o excessivo
resfriamento dos pólos produz regiões de altas
pressões. Em resposta ao gradiente horizontal de
pressão, o ar frio polar na superfície flui na direção
do equador enquanto nos níveis altos o ar flui na
direção dos pólos. A circulação inteira consiste de ar
subindo perto do equador, de ar descendo sobre os
pólos e de um fluxo em superfície na direção do
equador, com um fluxo retornando nos níveis
superiores. Desta maneira, parte do excesso de
energia dos trópicos é transportada como calor
sensível e calor latente para as regiões polares com
déficit de energia.
Tal circulação com uma única célula não
existe na terra. Por um lado, a terra gira, então a
força de Coriolis irá desviar o fluxo de ar que se
dirigir para sul no hemisfério norte para a direita,
produzindo ventos de leste na superfície em
praticamente todas as latitudes.
Esses ventos
estariam se movendo em uma direção posta ao
movimento de rotação da terra e, devido ao atrito
com a superfície iria diminuir a velocidade de rotação
da terra. Nós sabemos que isto não acontece e que
os ventos predominantes das latitudes médias são
na realidade de oeste. As observações nos dizem
que uma circulação fechada entre o equador e os
pólos não é um modelo apropriado para uma terra
que gira. Como se move então o vento em um
planeta que gira? Para responder a esta pergunta,
vamos manter nosso modelo com as duas primeiras
suposições – isto é que a terra é toda coberta com
água e que o sol está sempre diretamente acima do
equador.
Modelo Trcelular - Se permitirmos que a terra gire,
o sistema convectivo simples se quebra em uma
série de células que giram como mostrado na Figura
7.12 a. Embora este modelo seja considerado mais
complexo que o modelo unicelular, existem algumas
semelhanças. As regiões tropicais ainda recebem
um excesso de calor e os pólos um déficit. Em cada
hemisfério, três células em vez de uma têm a função
de redistribuir a energia. Uma área de alta pressão
à superfície está localizada em cada pólo e um
cavado de pressões baixas a superfície ainda existe
no equador. Do equador até a latitude de 300, a
circulação parece muito com a célula de Hadley.
Vamos olhar o modelo mais de perto examinando o
que acontece com o ar sobre o equador. (Observe a
Figura 7.15 quando estiver lendo os próximos
parágrafos).
Sobre as águas equatoriais, o ar é quente,
os gradientes horizontais de pressão são fracos e os
ventos são fracos. Esta região é conhecida como a
região de doldrums. (A monotonia do tempo nesta
área é muito grande). Nesta região, o ar quente
sobe, geralmente se condensa em enormes nuvens
cúmulos e tempestades chamadas de torres
convectivas “quentes” por causa da enorme
quantidade de calor latente que elas liberam. O calor
aumenta a flutuabilidade do ar e fornece energia
para dirigir a célula de Hadley. O ar ascendente
atinge a tropopausa, que atua como uma barreira,
fazendo com que o ar se mova lateralmente na
direção dos pólos. A força de Coriolis desvia estes
fluxos na direção dos pólos para a direita no
hemisfério norte e para a esquerda no hemisfério
sul, dando origem a ventos de oeste no ar superior
em ambos os hemisférios. (Veremos mais a frente
que esses ventos de oeste alcançam velocidade
máxima e produzem as correntes de jato perto das
latitudes de 300 e 600).
O ar se movendo para os pólos a partir dos
trópicos vai se resfriando continuamente e, ao
mesmo tempo, começa a convergir, especialmente
quando ele se aproxima das latitudes médias. Esta
convergência do ar nos níveis altos aumenta a
massa de ar sobre a superfície o que faz a pressão
do ar aumentar na superfície. Portanto, em latitudes
próximas a 300, a convergência do ar em cima
produz cinturões de altas pressões chamados altas
subtropicais (ou anticiclones). Na medida em que
convergem, o ar relativamente seco acima desce
vagarosamente, e se aquece por compressão. Este
ar subsidente geralmente produz céu claro e
temperaturas altas à superfície; portanto, é nesta
região que se encontram os maiores desertos do
mundo. Sobre os oceanos, os fracos gradientes de
pressão no centro das altas produz apenas ventos
fracos. De acordo com a lenda, os barcos à vela
viajando para o Novo Mundo eram geralmente
afetados nesta região; já que a comida não podia ser
descartada, os cavalos eram então jogados ao mar
ou comidos. Como conseqüência, esta região é
conhecida como latitudes dos cavalos.
A partir das latitudes dos cavalos, parte do ar
a superfície se move de volta para o equador. Ele
não se move diretamente pois a força de Coriolis
desvia o ar, fazendo com que ele se mova de
nordeste no hemisfério norte e de sudeste no
hemisfério sul. Estes ventos estáveis forneceram
aos barcos movidos à vela uma rota oceânica na
direção ao Novo Mundo; por isso esses ventos são
chamados de ventos de travessia (“trade winds”)
ou ventos alísios. Perto do equador, os alísios de
nordeste convergem com os alísios de sudeste ao
longo de uma faixa denominada de zona de
convergência intertropical (ZCIT). Nesta região de
convergência à superfície o ar ascende e continua
sua jornada dentro das células de Hadley.
Enquanto isso, na latitude de 300, nem todo
o ar na superfície se move na direção do equador.
Parte dele se move na direção dos pólos e se desvia
para leste, resultando num fluxo mais ou menos de
oeste – chamados de ventos de oeste – em ambos
os hemisférios. Conseqüentemente, do norte do
Texas até o Canadá é muito mais fácil encontrar
vento de oeste do que de leste. O fluxo de oeste
não é constante; áreas de altas e baixas que migram
constantemente quebram a configuração do fluxo na
superfície de tempos em tempos.
Na medida que o ar viaja na direção dos
pólos, ele encontra ar frio que se move dos pólos.
Essas duas massas de ar de temperaturas
contrastantes na verdade não se misturam. Elas são
separadas por uma fronteira ou superfície chamada
frente polar; uma zona de baixas pressões – a
baixa subpolar – onde o ar à superfície converge e
sobe e as tempestades se desenvolvem. Parte do ar
que sobe retorna em altos níveis para a região das
latitudes dos cavalos, onde ele desce novamente
para a superfície nas vizinhanças da alta subtropical.
Esta célula média é completada quando ar na
superfície vindo das latitudes dos cavalos flui na
direção para os pólos na direção da frente polar.
Para além da frente polar, o ar frio dos pólos
é desviado pela força de Coriolis, de tal modo que o
fluxo geral do ar é de nordeste. Portanto esta é a
região dos ventos polares de leste. No inverno, a
frente polar com seu ar frio pode se mover para as
latitudes médias e subtropicais, produzindo uma
invasão de ar frio. Ao longo da frente, uma parte do
ar sobe e se move na direção dos pólos e a força de
Coriolis desvia o ar para a direção oeste em altos
níveis. O vento em altos níveis alcança os pólos e
vagarosamente desce para a superfície, flui de volta
na direção da frente polar, completando a fraca
célula polar.
Podemos resumir tudo isso voltando à Figura
7.15 e notando que, à superfície, existem duas
grandes áreas de altas pressões e duas grandes
áreas de baixas pressões. As áreas de alta pressão
existem perto das latitudes de 300 e nos pólos; áreas
de baixas pressões existem sobre o equador e perto
de 600 de latitude, nas vizinhanças da frente polar.
Sabendo-se como o vento sopra em torno destes
sistemas, teremos uma visão geral dos ventos à
superfície em redor do mundo. Os ventos alísios se
estendem das altas subtropicais até o equador, os
ventos de oeste das altas subtropicais até a frente
polar e os ventos polares de leste desde os pólos até
a frente polar.
Como este modelo tricelular se compara com
as observações reais de ventos e pressão? Nós
sabemos, por exemplo, que os ventos em altos
níveis nas latitudes médias geralmente sopram de
oeste. A célula intermediária, entretanto, sugere que
ventos de leste em altos níveis na medida que o ar
flui para o equador. Portanto, existem discrepâncias
entre este modelo e as observações que são feitas
na atmosfera. Este modelo, entretanto, concorda
muito bem com a distribuição dos ventos e da
pressão na superfície e, portanto, vamos examinar
este ponto.
Campos Médios de Vento e Pressão em
Superfície: O Mundo Real – Quando nós
examinamos o mundo real com seus continentes e
oceanos, montanhas e campos de gelo, nós
obtemos uma distribuição média da pressão ao nível
médio do mar e dos ventos para janeiro e julho,
como mostrado nas Figuras 7.16a e b. Mesmo que
estes dados sejam baseados em observações
esparsas, especialmente em áreas desabitadas,
podemos ver que existem regiões onde os sistemas
de pressão aparecem persistentemente ao longo do
ano. Estes sistemas são chamados de altas e
baixas semipermanentes porque eles se deslocam
muito pouco durante o curso do ano.
Na Figura 17a, podemos ver que existem
quatro sistemas de pressão semipermanentes no
hemisfério norte durante o mês de janeiro. No
Atlântico leste, entre as latitudes de 250 e 350 N é a
alta das Bermudas-Açores e, no Oceano Pacífico,
a alta do Pacífico.
Estes são anticiclones
subtropicais que se desenvolvem em resposta à
convergência em altos níveis. Já que os ventos à
superfície se movimentam em torno destes sistemas
no sentido dos ponteiros do relógio, encontramos os
ventos alísios ao sul e os ventos de oeste ao norte.
No Hemisfério Sul, onde existe relativamente menos
área de terra, existem menos contrastes entre a
terra e a água, e as altas subtropicais aparecem
como sistemas bem desenvolvidos com uma
circulação claramente definida.
Onde nós esperamos observar a frente polar
(entre as latitudes de 400 e 650), existem duas baixas
subpolares semipermanentes. No Atlântico Norte,
existe a baixa da Islândia, que cobre a Islândia e o
sul da Groelândia, enquanto que a baixa das
Aleutas se situa sobre as Ilhas Aleutas no Pacífico
Norte. Essas zonas de atividade ciclônica realmente
representam regiões onde numerosas tempestades,
que se deslocam para leste, tendem a convergir,
especialmente no inverno. No hemisfério Sul, a
baixa subpolar forma uma região contínua de baixas
pressões que circunda completamente o globo.
No mapa de janeiro, existem outros sistemas
de
pressão
que
não
são
de
natureza
semipermanente. Sobre a Ásia, por exemplo, existe
um enorme (porém raso) anticiclone térmico
chamado de alta Siberiana, que se forma por causa
do intenso resfriamento sobre o continente. Ao sul
deste sistema, a monção de inverno aparece
claramente na medida em que o ar flui para fora da
alta atravessando da Ásia para o oceano. Um
anticiclone similar (mas menos intenso) fica evidente
sobre a América do Norte.
Na medida que o verão se aproxima (H.N.),
a terra se aquece e a alta fria e rasa desaparece.
Em algumas regiões, áreas de baixa pressão à
superfície substituem as áreas de alta pressão. As
baixas que se formam sobre o continente quente são
as baixas térmicas. No mapa de julho (Figura
7.16b), são encontradas baixas térmicas quentes
sobre o deserto no sudoeste dos Estados Unidos,
sobre o platô no Irã e na Índia. Na medida que a
baixa térmica sobre a Índia se intensifica, o ar
quente e úmido do oceano é trazido para o
continente, produzindo a monção úmida de verão tão
característica da Índia e do sudeste da Ásia.
Quando se comparam os mapas de janeiro e
julho, podemos ver várias mudanças nos sistemas
de pressão semipermanentes. As fortes baixas
subpolares tão desenvolvidas em janeiro sobre o
hemisfério norte são dificilmente discerníveis no
mapa de julho. As altas subtropicais, entretanto,
permanecem dominantes em ambas as estações. Já
que o sol está em cima do hemisfério norte em julho
e sobre o hemisfério sul em janeiro, a zona de
máximo aquecimento em superfície desloca-se
sazonalmente. Em resposta a isso, os maiores
sistemas de pressão, os cinturões de vento e a ZCIT
(a linha tracejada escura) se desloca para norte em
julho e para sul em janeiro.
A Circulação Geral e a Precipitação – A
posição das principais configurações da circulação
geral e de seus deslocamentos latitudinais (que em
média variam anualmente de 100 a 150) influenciam
fortemente o clima de muitas áreas. Por exemplo,
em escala global, devemos esperar chuva
abundante onde o ar sobe e muito pouca onde ele
desce. Conseqüentemente, existem áreas com altas
taxas de precipitação sobre os trópicos, onde o ar
úmido ascende em conjunção com a ZCIT e entre
450 e 550 de latitude, onde as tempestades de
latitudes médias e a frente polar forçam o ar para
cima. Encontram-se áreas de baixa precipitação
perto de 300 de latitude, nas proximidades das altas
subtropicais, e nas regiões polares onde o ar é frio e
seco. (Ver Figura 7.17).
A região entre os doldrums e as latitudes dos
cavalos, é uma área influenciada tanto pela ZCIT
como pelas altas subtropicais. No verão (período de
alta incidência solar), as altas subtropicais se movem
na direção dos pólos e a ZCIT invade esta área,
trazendo com ela muita precipitação. No inverno
(baixa incidência solar), as altas subtropicais se
movem para o equador, trazendo com elas tempo
claro e seco.
Durante o verão, as altas do Pacífico se
deslocam para norte para uma posição fora da costa
da Califórnia (Figura 7.18). O ar que desce do seu
lado leste produz uma forte inversão de subsidência
em altos níveis. Isto tende a manter o tempo de
verão, ao longo da Costa Oeste dos Estados Unidos,
relativamente seco. A estação chuvosa tipicamente
ocorre no inverno quando a alta se move para o sul
e as tempestades são capazes de penetrar na
região. Ao longo da Costa Leste, a circulação horária
dos ventos em torno da alta da Bermuda (Figura
7.18) traz o ar quente tropical para norte para os
Estados Unidos e sul do Canadá a partir do Golfo do
México.
Como o ar subsidente não é tão
desenvolvido neste lado da alta, o ar úmido pode
ascender e condensar em torres de nuvens
cumulonimbos de tempestades. Assim, em parte,
são os movimentos do ar associados com as altas
subtropicais que mantém o tempo seco no verão na
Califórnia e úmido na Geórgia.
(Compare a
distribuição de precipitação em Los Angeles na
Califórnia e em Atlanta na Geórgia – Figura 7.19).
Ventos de Oeste e as Correntes de Jato –
No capítulo 6, aprendemos que os ventos acima das
latitudes médias em ambos os hemisférios sopram
mais ou menos na direção de oeste para leste. A
razão para esses ventos de oeste é que, em cima,
nós geralmente encontramos altas pressões sobre a
região equatorial e baixas pressões sobre as regiões
polares. Onde esses ventos de altos níveis tendem
a se concentrar em bandas estreitas, nós
encontramos rios de ar com movimentos muito
rápidos – chamados de correntes de jato.
As correntes de jato atmosféricas são
correntes de ar fluindo, tendo centenas de milhas de
comprimento, normalmente menos do que algumas
milhas de largura e tipicamente menos que uma
milha de altura (Ver Figura 7.20) A velocidade do
vento no centro da corrente de jato geralmente
excede 100 nós e ocasionalmente 250 nós. As
correntes de jato são geralmente encontradas na
tropopausa em elevações entre 10 e 14 km embora
elas possam ocorrer tanto em altitudes maiores
quanto menores.
Já que correntes de jato são bandas de
ventos fortes, eles devem se formar do mesmo jeito
que todos os ventos – devido às diferenças
horizontais de pressão. Na Figura 7.20, note que a
corrente de jato está situada ao longo da borda onde
o ar frio polar fica ao norte e o ar subtropical mais
quente fica ao sul. Recorde, pela nossa discussão
anterior que esta fronteira é marcada pela frente
polar (Ver Figura 7.15). Nos níveis mais acima, os
fortes contrastes na temperatura ao longo da frente
produz rápidas mudanças horizontais de pressão, o
que produz gradientes fortes de pressão. Essas
condições intensificam a velocidade do vento ao
longo da frente e causam a corrente de jato. Como
o contraste norte-sul de temperatura no inverno é
mais acentuado do que no verão, o jato polar
apresenta variações sazonais. No inverno os ventos
são mais fortes e o jato se move mais para o sul
(H.N.) com o limite do ar frio podendo se estender
até o sul da Califórnia, sul do Texas e até mesmo até
a Flórida. No verão, o jato polar é mais fraco e é
geralmente encontrado mais ao norte, tal como
sobre o Canadá.
As correntes de jato foram primeiramente
encontradas pelas aeronaves militares durante a
Segunda Guerra Mundial, mas já se suspeitava de
sua existência anteriormente. Observações feitas da
superfície de nuvens do tipo cirros que se moviam
com grande velocidade tinham revelado que os
ventos de oeste em altitude também deveriam estar
se movendo muito rapidamente.
A Figura 7.21 ilustra a posição média das
correntes de jato, da tropopausa e do fluxo geral de
ar para o hemisfério norte no inverno. A partir deste
diagrama, podemos ver que existem duas correntes
de jato, ambas localizadas na tropopausa, onde
ocorre a mistura entre o ar troposférico e o
estratosférico. A corrente de jato situada a quase 13
km acima da alta subtropical é o jato subtropical. A
corrente de jato situada à cerca de 10km perto da
frente polar é conhecida como corrente de jato
polar, ou simplesmente, o jato polar.
Na Figura 7.21, o vento no centro do jato
deve fluir como os ventos de oeste a partir de quem
olha. Este direção, naturalmente, é somente um
estado médio, já que as correntes de jato sempre
apresentam ondulações nas direções norte-sul. O
jato polar pode se dividir em dois jatos e pode se
juntar ao jato subtropical.
Podemos ver as ondulações do jato
observando a Figura 7.22. Este diagrama mostra a
posição do jato em 8 de abril de 1979. As linhas da
figura são as isotacas (linhas de mesmo valor de
velocidade do vento) e as setas representam o fluxo
do ar e o centro do jato. Neste nível o fluxo do vento
é quase paralelo às linhas de contorno, então podese ver que cavados de baixa pressão existem sobre
os estados à oeste e ao longo da Costa Leste dos
Estados Unidos, enquanto cristas de altas pressões
cobrem o Planalto Central. Note que os ventos mais
fortes são localizados nos cavados. Esta região de
ventos mais fortes é chamada de máximo do jato (ou
“jet streak”). No capítulo 8, veremos que esta região
de ventos em altos níveis é um fator importante no
desenvolvimento e intensificação dos sistemas de
tempestades.
Olhe novamente para a Figura 7.22 e
observe que o movimento no centro do jato sobre
Los Angeles se move para norte para o Canadá,
depois se desvia para sudeste, eventualmente indo
para a costa da Virgínia. Esta configuração em
forma ondulada ilustra uma função importante das
correntes de jato. Do lado leste do cavado, o ar que
se move carrega ar quente na direção dos pólos,
enquanto do lado oeste, o fluxo mais de norte trás ar
frio na direção do equador. As correntes de jato têm,
portanto, significativa importância na transferência
global de calor. Já que as correntes de jato tendem
a se estender por todo o globo, podemos perceber
facilmente como uma nuvem radioativa do acidente
nuclear de Chernobyl na Rússia, durante abril de
1986, pôde atingir os Estados Unidos e várias outras
regiões do mundo.
Embora a corrente de jato polar e o jato
subtropical sejam os mais conhecidos e noticiados,
existem outros tipos de jatos menos mencionados.
Por exemplo, existem os jatos de baixos níveis que
se formam exatamente no planalto central dos
Estados Unidos. Este jato durante o verão (com
picos de 60 nós) geralmente contribui para a
formação de tempestades durante o período
noturno. Nos níveis altos, perto dos subtrópicos, um
jato de leste na época do verão chamado de jato
tropical de leste se forma próximo à base da
tropopausa. Durante o escuro inverno polar, o jato
polar estratosférico se forma perto do topo da
estratosfera.
Circulação Geral e os Oceanos
Embora o conhecimento científico de todas as
interações entre os oceanos e a atmosfera esteja
ainda longe de estar completo, existem algumas
relações que merecem ser mencionadas aqui.
Na medida que o vento sopra sobre os
oceanos, ele faz com que a água da superfície se
mova com ele. A água que se move vai se
empilhando gradativamente, criando gradientes de
pressão dentro da água.
Isso provoca mais
movimento várias centenas de metroa mais ao fundo
da água. Desta maneira, o fluxo geral dos ventos ao
redor do globo inicia o movimento das principais
correntes oceânicas superficiais. A relação entre a
circulação geral da atmosfera e as correntes
oceânicas pode ser percebida comparando-se as
Figuras 7.16 e 7.23.
Por causa do maior atrito de arrasto na água,
as correntes oceânicas se movem mais
vagarosamente do que os ventos predominantes.
Tipicamente, a faixa de velocidade varia de vários
quilômetros por dia a vários quilômetros por hora. Na
Figura 7.23 podemos ver que as correntes oceânicas
tendem a girar em círculos semi-fechados. No
Atlântico Norte, fluindo para norte ao longo da costa
leste dos Estados Unidos, existe uma tremenda
corrente de água quente chamada de Corrente do
Golfo, que carrega grande quantidade de água
quente tropical para latitudes mais altas. Na costa
da Carolina do Norte, a Corrente do Golfo fornece o
aquecimento e a umidade para o desenvolvimento
de tempestades de latitudes médias.
Note na Figura 7.23 que na medida que a
Corrente do Golfo se move para norte, os ventos
predominantes de oeste a desviam para fora da
costa da América do Norte e para leste na direção
da Europa. Geralmente, ela se afunda e fica mais
vagarosa na medida que sobe como “North Atlantic
Dift”. Na medida que esta corrente se aproxima da
Europa, parte dela flui para norte ao longo da costa
da Grã Bretanha e Noruega, trazendo com ela água
quente (que ajuda a manter as temperaturas de
inverno muito mais aquecidas do que se esperaria
tão ao norte). A outra parte, flui para sul como a
Corrente das Canárias, que transporta a água fria do
norte em direção ao equador. No Oceano Pacífico,
a contrapartida para a Corrente das Canárias, é a
Corrente da Califórnia que carrega água fria para sul
ao longo da costa oeste dos Estados Unidos.
Até agora, nós temos visto que as
circulações da atmosfera e do oceano estão
intimamente ligadas; o vento que passa sobre o
oceano produz as correntes oceânicas.
As
correntes, juntamente com o vento, transferem calor
da área tropicais, onde há um excesso de energia
para as regiões polares, onde tem um déficit. Isso
ajuda a igualar as desigualdades latitudinais de
energia com cerca de 40 % do total de calor
transportado no hemisfério norte vindo das correntes
oceânicas superficiais. As implicações para o meio
ambiente desta transferência de calor são
tremendas. Se continuasse a ocorrer o desequilíbrio
de energia, as diferenças anuais de temperatura
entre as baixas e altas latitudes iriam aumentar
grandemente e o clima mudaria gradualmente.
Ventos e Ressurgência – Já vimos que a
Corrente da Califórnia flui paralelamente à costa
oeste da América do Norte. Disto podemos concluir
que as temperaturas superficiais da água no verão
serão resfriadas ao longo da costa de Washington e
gradualmente se aquecerão na medida que se
deslocarem para sul.
Uma rápida olhada na
temperatura das águas ao longo da costa oeste dos
Estados Unidos durante o mês de agosto (Figura
7.24) rapidamente altera esta noção. A água mais
fria é observada ao longo da costa norte da
Califórnia perto de Cabo Mendocino. A razão para a
água costeira fria é a ressurgência – a ascensão da
água fria do fundo.
Para ocorrer ressurgência o vento deve fluir
mais ou menos paralelamente à linha da costa. Note
na Figura 7.25 que os ventos de verão fluem
paralelamente à linha da costa da Califórnia. Na
medida que o vento sopra sobre o oceano, a água
superficial se coloca também em movimento. Na
medida que a água superficial se move, ela se
desvia levemente para sua direita devido ao efeito
de Coriolis (lembre-se que no Hemisfério Sul este
desvio seria para a esquerda). A água logo abaixo
da camada superficial também se move e se desvia
para a direita. O efeito líquido deste fenômeno é que
uma camada da água superficial se move em
ângulos retos ao vento e se dirige para a direção do
mar. Na medida que a água superficial se afasta da
costa, a água do fundo fria e rica em nutrientes
emerge (ressurge) para substituí-la. A ressurgência
é mais forte e a água superficial é mais fria onde o
vento é paralelo à costa, como acontece durante o
verão na costa ao norte da Califórnia.
Por causa da água fria na costa, o tempo
durante o verão ao longo da Costa Oeste
freqüentemente consiste de nuvens baixas e de
nevoeiro, na medida em que o ar sobre a água é
resfriado até o ponto de saturação. A ressurgência
tem como resultado uma grande produção de
peixes, na medida em que altas concentrações de
nutrientes são trazidas para a superfície. Mas nadar
é uma tarefa apenas para os mais corajosos já que a
temperatura da água na superfície no verão é quase
100C mais fria do que a média da temperatura da
água encontrada na mesma latitude ao longo da
Costa do Atlântico.
Entre a superfície do oceano e a atmosfera,
ocorre uma troca de calor e umidade que depende,
em parte, das diferenças de temperatura entre a
água e o ar. No inverno, quando os contrastes entre
as temperaturas do ar e da água são maiores, existe
uma substancial transferência de calor latente da
superfície do oceano para a atmosfera. Esta energia
ajuda a manter o fluxo global do ar.
Conseqüentemente,
mesmo
uma
mudança
relativamente pequena nas temperaturas da
superfície do oceano podem modificar a circulação
atmosférica e ter efeitos remotos nas configurações
globais do tempo. A próxima seção descreve como
os evento de tempo podem estar vinculados às
mudanças na temperatura do oceano no Pacífico
tropical.
El Niño e a Oscilação Sul – Ao longo da costa
oeste da América do Sul, onde a corrente fria do
Peru flui para norte (ver Figura 7.23), ventos de sul
promovem a ressurgência da água fria e rica em
nutrientes que dá origem a uma grande população
de peixes, especialmente de anchovas.
A
abundância dos peixes sustenta uma grande
população de pássaros marítimos (chamados
guanos) cujas fezes produzem extensos depósitos
ricos em fosfato que sustenta a indústria de
fertilizantes. Perto do final de cada ano, uma
corrente quente pobre em nutrientes de água tropical
se move para sul, substituindo a água superficial fria
e rica em nutrientes. Como esta condição ocorre
freqüentemente perto do Natal, os residentes locais
chamam-na de El Niño, referindo-se ao menino
Jesus.
Na maioria dos anos, o aquecimento dura
apenas umas poucas semanas ou até um mês, após
o que as configurações do tempo retornam ao
normal e a pesca aumenta. Entretanto, quando as
condições de El Niño duram por mais que um mês, e
um aquecimento mais expressivo do oceano ocorre,
os resultados econômicos tornam-se catastróficos.
Esses episódios extremamente quentes, que
ocorrem em intervalos irregulares de três a sete
anos, agora são conhecidos como eventos fortes de
El Niño.
Durante eventos El Niño como estes, um
grande número de peixes e plantas marinhas podem
morrer.
Os pássaros e os peixes mortos
contaminam as águas das praias do Peru; sua
decomposição diminui o suprimento de oxigênio da
água, o que leva a produção de bactérias e uma
enorme quantidade de sulfeto de hidrogênio (gás
sulfídrico) de forte odor. O El Niño de 1972-73
reduziu drasticamente a produção de anchovas no
Peru. Como a maior parte da produção deste peixe
é convertida em carne de peixe para exportação e
usada na alimentação do gado confinado e de aves
domésticas, a produção mundial de carne de peixe
em 1972 foi grandemente reduzida. Países tais
como os Estados Unidos que contam com este tipo
de alimento para seus animais tiveram que usar a
soja como alternativa. Isso aumentou os preços das
aves nos Estados Unidos em mais de 40%. Um El
Niño menos severo ocorreu em 1976-77. Mas um El
Niño extremamente forte ocorreu em 1982-83.
Normalmente, no Oceano Pacífico Tropical,
os alísios são ventos persistentes que fluem para
oeste a partir das regiões de pressões mais altas
sobre o Pacífico leste para as regiões de pressões
mais baixas centradas na Indonésia (ver Figura
7.16a). Os alísios que se movem para oeste
arrastam com ela parte da água fria localizada ao
longo da costa da América do Sul. Na medida que a
água se move para oeste, ela é aquecida pela luz
solar e pela atmosfera. Conseqüentemente, no
Oceano Pacífico, a água superficial ao longo do
Equador é fria à leste e quente à oeste. Em adição,
o arrasto da água superficial aumenta o nível da
água no Pacífico oeste e diminui no Pacífico leste.
Isto produz uma camada fina de água quente sobre
o Oceano Pacífico tropical oeste e uma corrente
oceânica fraca (chamada de contracorrente) que flui
para leste na direção da América do Sul.
Em alguns poucos anos, as configurações
de pressão atmosférica a superfície se quebram, na
medida em que a pressão do ar aumenta sobre a
região do Pacífico oeste e diminui sobre o Pacífico
leste. Esta mudança na pressão enfraquece os
alísios, e, quando ocorrem fortes reversões, os
ventos de leste são substituídos por ventos de oeste.
Os ventos de oeste fortalecem a contracorrente,
fazendo a água quente se dirigir para leste na
direção da costa da América do Sul e dominando
vasta área do Pacífico tropical. Perto do final do
período de aquecimento, que pode durar de um a
dois anos, a pressão atmosférica sobre o Pacífico
leste reverte e começa a aumentar, enquanto que
sobre o Pacífico oeste ela cai. Esta configuração de
gangorra, com reversão da pressão do ar na
superfície nos lados opostos do Oceano Pacífico, é
chamada de Oscilação Sul. Já que a reversão da
pressão e o aquecimento do oceano são mais ou
menos simultâneos, os cientistas chamam este
fenômeno de El Niño/Oscilação Sul, ou ENOS.
Embora a maioria dos episódios ENOS siga uma
evolução similar, cada evento tem sua própria
personalidade, diferindo tanto em intensidade como
em comportamento.
Durante o evento ENSO de 1982-1983, os
ventos de oeste perto do equador ficaram mais
fortes do que durante qualquer outro episódio prévio.
Na medida que estes ventos fluíam para leste, eles
arrastavam a água superficial com eles.
Isto
aumentou o nível do mar à leste e abaixou à oeste.
A água em movimento para leste gradualmente se
aqueceu sob o sol tropical, ficando 60C mais quente
que o normal no Pacífico equatorial leste.
Gradualmente uma espessa camada de água quente
foi empurrada para as áreas costeiras do Equador e
do Peru, retirando daí a água fria e rica em
nutrientes.
A água anormalmente quente se
estendeu da região da costa da América do Sul por
milhares de milhas para oeste ao longo do Equador
(Ver Figura 7.26). A água tropical quente também se
espalhou para norte ao longo da costa oeste da
América do Norte.
Tal área extensa com águas anormalmente
quentes pode afetar as configurações globais do
vento. A água tropical quente adiciona para a
atmosfera combustível na forma de mais calor e
mais umidade, o que a atmosfera transforma em
mais tempestades e mais precipitação.
O
aquecimento adicional dos oceanos e a liberação de
calor latente durante a condensação aparentemente
influenciam os ventos de oeste em altos níveis de tal
modo que certas regiões do globo experimentam
excesso de precipitação enquanto outras sofrem de
falta de precipitação.
Embora o mecanismo real pelo qual as
mudanças na temperatura da superfície do mar
influenciam as configurações globais do vento não
esteja completamente entendido, o produto final é
bastante visível. Por exemplo, durante o El Niño de
1982-83, secas severas foram observadas na
Indonésia, no sul da África e na Austrália, onde a
produção de vários cereais ficou na metade do que
foi produzido no ano anterior. Além disso, recordes
de precipitação e enchentes ocorreram sobre o
Equador e Peru, o que fez com que a pesca
comercial ficasse em 50% do total de 1981. No
hemisfério norte, um jato subtropical mais forte que o
usual trouxe tempestades da Califórnia para os
estados da costa do Golfo.
Um episódio El Niño durante 1986-87
causou chuvas fortes e enchentes na costa do
Equador e noroeste do Peru. Ao mesmo tempo, o
jato subtropical (sendo alimentado pela água quente
tropical e grandes tempestades)
curvou sua
trajetória sobre o sudeste dos Estados Unidos,
trazendo chuva abundante para a região que,
durante o verão anterior, tinha sofrido com uma seca
devastadora. Durante o EL Niño de 1991-1992, o
jato subtropical mais uma vez ondulou sobre a
América do Norte.
Nesta época ele causou
enchentes extensas sobre o Texas, trouxe chuvas
substanciais para o sul da Califórnia que estava
experimentando cinco anos de seca.
Passando o evento ENOS, os ventos alísios
geralmente retornam ao normal. Entretanto, se estes
alísios ficam excepcionalmente fortes, águas
anormalmente mais frias se movem sobre o Pacífico
leste e central, e a água aquecida e o tempo
chuvoso fica confinado principalmente ao Pacífico
tropical oeste. Este episódio de águas frias, com
características opostas ao El Niño, tem sido
denominado de La Niña.
Alguns cientistas
acreditam que a La Niña excepcionalmente forte de
1988 pode ter contribuído para a seca de verão
sobre a América do Norte naquele ano.
Os episódios de El Niño são previsíveis?
Modelos recentes, que simulam as condições
atmosféricas e oceânicas, fizeram um excelente
trabalho na previsão do evento de 1991-92. No
momento, entretanto, os modelos ainda são
melhores para predizer as tendências do tempo
sobre grandes regiões do que na previsão de
eventos específicos de tempo sobre uma área
particular. Como o evento El Nino-Oscilação Sul é
uma parte da interação oceano-atmosfera de grande
escala que leva vários anos para se desenvolver,
espera-se que um melhor conhecimento do
fenômeno possa fornecer previsões de tempo e
clima de mais longo prazo.
Resumo
Neste capítulo examinamos uma variedade de
circulações atmosféricas. Observamos os ventos de
pequena escala e encontramos que vórtices podem
se formar na região de forte cisalhamento do vento,
especialmente nas proximidades do jato tropical. Em
uma escala um pouco maior, as brisas marítimas e
terrestres sopram em resposta às diferenças locais
de pressão criadas por taxas de aquecimento e
resfriamento diferentes em superfícies de água ou
de solo. Os ventos de monção mudam de direção
sazonalmente, enquanto que as brisas de vale e
montanha mudam de direção no decorrer do dia.
A configuração dos ventos em uma escala
maior, aquela que persiste em torno do globo, é
chamada de circulação geral da atmosfera. Na
superfície em ambos os hemisférios, os ventos
tendem a soprar de leste para nordeste nos trópicos,
de oeste nas latitudes médias e de leste para
nordeste nas regiões polares. Nós encontramos as
correntes de jato nas regiões onde os ventos de
oeste de altos níveis tendem a se concentrar em
estreitas bandas.
O deslocamento anual dos
grandes sistemas de pressão e dos cinturões de
vento – para norte em julho e para sul em janeiro –
influencia fortemente a precipitação anual em muitas
regiões.
No final do capítulo nós examinamos a
interação entre a atmosfera e os oceanos. Esta
interação se dá nos dois sentidos e influencia muitas
coisas. Em grande escala, os ventos soprando
sobre a superfície da água dirigem as grandes
correntes oceânicas superficiais; o oceano por sua
vez, libera energia para a atmosfera, o que ajuda a
manter a circulação geral da atmosfera. Quando a
água quente se estende sobre uma vasta área da
região do Pacífico tropical durante a condição
conhecida como de evento El Niño, as interações de
grande escala da atmosfera e dos oceanos podem
ter um efeito dramático sobre o tempo e o clima em
muitas áreas do mundo.
Termos Chave
Os seguintes termos foram listados na ordem em que aparecem no texto. Defina cada um.
Isto o ajudará a revisar o material apresentado neste capítulo.
Escalas de movimento
Microescala
Mesoescala
Macroescala
Rotor
Cisalhamento do vento
Turbulência em ar claro
Circulação térmica
Brisa marítima
Brisa terrestre
Sistema de monções
Brisa de vale
Brisa de montanha
Vento catabático
Vento chinoco ou Foehn
Circulação geral da atmosfera
Célula de Hadley
Doldrums
Altas subtropicais
Ventos alísios
Ventos de travessia
Zona
de
Convergência
intertropical (ZCIT)
Ventos de oeste
Frente polar
Baixa subpolar
Alta do Pacífico
Baixa da Islândia
Baixa das Aleutas
Alta siberiana
Corrente de jato
Jato subtropical
Corrente de jato polar
Ressurgência
El Niño
Oscilação Sul
QUESTÕES DE REVISÃO
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11.
Descreva as várias escalas de movimento e dê um exemplo de cada uma delas?
Defina o termo cisalhamento do vento.
Usando um diagrama, explique como se desenvolve uma circulação térmica.
Por que a brisa marítima flui do mar para a terra e a brisa terrestre flui da terra para o mar?
(a) Explique brevemente como os sistemas de monções se desenvolvem sobre o leste e o sul da Ásia.
(b) Porque a monção de verão na Índia é úmida e a monção de inverno seca?
Você está pescando de molinete num rio de montanha no início da manhã. Você espera que o vento
esteja soprando rio acima ou rio abaixo? Explique.
Que vento produzirá nuvens: uma brisa de vale ou uma brisa de montanha? Por quê?
Desenhe um círculo grande. Agora, coloque as principais configurações de pressão em superfície e os
cinturões de vento do mundo em suas latitudes apropriadas.
Explique como e porque as características de pressão média em superfície variam do verão para o inverno.
Explique as relações entre a circulação geral do ar e a circulação das correntes oceânicas.
(a) O que é um evento El Niño principal?
(b) O que ocorre com a pressão em superfície em extremidades opostas do oceano Pacífico durante a
Oscilação Sul?
(c) Descreva como a Oscilação Sul influencia um evento El Niño principal.
Figura 7.1 – Escalas do movimento atmosférico. Os pequenos movimentos da microescala constituem uma parte dos moviments de
mesoescala, que , por seu turno, são parte dos movimentos maiores de escala sinótica. Deve-se observar que na medida em que a escala
torna-se maior, os movimentos observados nas escalas menores tornam-se invisíveis.
Figura 7.2 – Sob condições de estabilidade, o ar que flui passando por uma cadeia de montanhas pode criar vórtices muitos quilômetros à
sotavento da montanha.
Figura 7.3 – Circulação térmica induzida pelo aquecimento e
resfriamento da atmosfera pero do solo (As letras H e L
referem-se à pressão atmosférica).
Figura 7.4 – Desenvolvimento da brisa marítima e da brisa
terrestre. (a) Na superfície, a brisa marítima flui da água para
a terra, enquanto (b) a brisa terrestre flui da terra para a água.
Figura 7.5 – O limite de uma brisa marítima marcado por uma banda de nuvens movendo-se no norte da Califórnia.
Figura 7.6 – Efeitos de aquecimento e ascensão do ar ao longo da brisa marítima combinados para formar, quase diariamente,
tempestades à tarde, durante o verão no sul da Flórida.
Figura 7.8 – As brisas de vale fluem montanha à cima durante o dia; as brisas de montanha fluem na
direção do vale à noite. As letras H e L representam valores de altas e baixas pressões,
respectivamente, e as linhas cheias são as superfícies de pressão.
Figura 7.7 – Mudança anual da
configuração do vento associada
com as monções de inverno e verão
na Ásia.
Figura 7.9 – As superfícies das encostas das montanhas se aquecem durante o dia, o ar sobe e, geralmente, se condensa em grandes
nuvens cumulonimbos tais como a desta fotografia.
Figura 7-10 – Tipo de condensação que pode dar origem ao vento
Fohen ou Chinook.
Figura 7.14 – Esquema da circulação geral da atmosfera em uma
terra sem rotação, uniformemente coberta de água e com o sol
incidindo diretamente sobre o equador.
Figura 7.15 – O diagrama (a) mostra uma distribuição de pressão e vento idealizada para uma terra que gira com uma cobertura uniforme
de água. O diagrama (b) mostra a denominação dos ventos em superfície para uma terra em rotação e coberta uniformemente de água.
(a)
Janeiro
(b) Julho
Figura 7.16 – Distribuição da pressão ao nível médio do mar e do vento em superfície para janeiro (a) e para julho (b). A linha
pontilhada grossa representa a posição da ZCIT.
Figura 7.17 – Principais sistemas de pressão e configurações idealizadas do movimento do ar e da precipitação associados à circulação
geral da atmosfera. (Áreas sombreadas de azul representam áreas de chuvas abundantes).
Figura 7.18 – Durante o verão a alta do Pacífico se move para norte. O ar subsidente ao longo do seu lado leste produz uma forte inversão
de subsidência, que faz prevalecer o tempo relativamente seco sobre a região. Ao longo do lado oeste da alta da Bermuda, os ventos de
direção sul trazem ar úmido que sobe, se condensa e produz chuva abundante.
Figura 7.19 – Precipitação anual média para Los Angeles, na Califórnia, e para Atlanta, na Geórgia.
Figura 7.20 – A corrente de jato é uma forte corrente de ar que se move de oeste para leste. Ela se forma ao longo da borda onde o ar
quente da região tropical se encontra com o ar frio dos pólos.
Figura 7.21 – Posição média da corrente
de jato polar e do jato subtropical, em
relação ao modelo de circulação geral no
inverno. Ambos os jatos estão fluindo
como se estivessem entrando nesta
página, afastando-se de quem observa,
correspondendo a uma direção de oeste
para leste.
Figura 7.22 – Posição da corrente de jato polar em torno de 9 km
sobre a superfície em 18 de abril de 1979 sobre os Estados Unidos.
As linhas sólidas são isotacas (linhas de esmo valor de velocidade do
vento) em nós. A linha mais grossa é o eixo da corrente de jato.
Figura 7.24 – Temperatura média da superfície do mar (F)
ao longo da costa oeste dos Estados Unidos durante o mês
de agosto.
Figura 7.23 – Posição média e extensão das principais correntes oceânicas. As correntes frias estão traçadas em azul e as correntes
quentes em vermelho
Figura 7.25 – Na medida em que o vento flui paralelamente à costa oeste da América do Norte, a água superficial é transportada para a
direita (para fora da costa). A água fria move-se do fundo para a superfície para substituir a água superficial (ressurgênica).
Figura 7.26 – Algumas das
condições
que
ocorreram
durante o evento principal de
El Nino de 1982-83.
Formação de turbulência em ar claro (TAC) ao longo da borda de um cisalhamento da velocidade do vento.
Figura 2 – Os vórtices turbulentos formados em uma região de cisalhamento do vento produzem estas nuvens.
Figura 3 – As cidades localizadas na borda entre o ar quente e o ar frio podem experimentar mudanças bruscas de temperatura.