Baixe o app para aproveitar ainda mais
Prévia do material em texto
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 _______________________ 1Tradução 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 mesmolocal 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 torna- se 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 noinverno. 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 umabarreira 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 nãopodia 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 pode- se 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. OEl 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 – influenciafortemente 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 1. Descreva as várias escalas de movimento e dê um exemplo de cada uma delas? 2. Defina o termo cisalhamento do vento. 3. Usando um diagrama, explique como se desenvolve uma circulação térmica. 4. Por que a brisa marítima flui do mar para a terra e a brisa terrestre flui da terra para o mar? 5. (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? 6. 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. 7. Que vento produzirá nuvens: uma brisa de vale ou uma brisa de montanha? Por quê? 8. Desenhe um círculo grande. Agora, coloque as principais configurações de pressão em superfície e os cinturões de vento do mundo em suas latitudes apropriadas. 9. Explique como e porque as características de pressão média em superfície variam do verão para o inverno. 10. Explique as relações entre a circulação geral do ar e a circulação das correntes oceânicas. 11. (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 7.7 – Mudança anual da configuração do vento associada com as monções de inverno e verão na Ásia. 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 7.9 – 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 longoda 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.
Compartilhar