Corrente do jato

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Capítulo 12 
Circulação da alta atmosfera e correntes de jato. 
A velocidade do vento normalmente aumenta com a altura acima da superfície, 
devido à menor influência da fricção da superfície e à diminuição da densidade do 
ar. Escoamentos atmosféricos na média troposfera, em 500 mb e acima, exibem 
um padrão muito mais simples e suave de circulação do que na superfície, tanto 
em situações médias de longo prazo quanto em escala diária. As figuras 12.1 e 
12.2 mostram a circulação média em 500 mb (aproximadamente 5.5 km) em 
janeiro e julho nos Hemisférios Norte e Sul. Todas as cartas mostram um único 
grande vórtice centrado perto de cada polo, produzindo ventos de oeste neste 
nível (eles são mais fortes e mais persistentes por volta de 50˚ de latitude), e 
cinturões quase contínuos de alta pressão nos subtrópicos. Sobre o Equador há 
uma fraca banda de ventos de leste que se estendem por metade da superfície 
terrestre em janeiro e em torno da maior parte do cinturão equatorial em julho; os 
ventos de leste atingem velocidade máxima de 36 m/s em 100 mb acima da Índia. 
Os escoamentos superiores de leste dominantes são determinados principalmente 
pelo gradiente de temperatura norte-sul entre o polo, frio, e as regiões tropicais, 
quentes. Os cavados (regiões de pressão local menor) e as cristas (regiões de 
pressão local maior) dentro do padrão de escoamento são causados, 
principalmente, por barreiras orográficas (como as montanhas Rochosas e os 
Andes, ambos alinhados na direção norte-sul, em ângulos retos em relação ao 
escoamento), e em menor dimensão pelas diferenças de temperatura terra-mar. O 
vórtice no Hemisfério Norte é assimétrico, com cavados profundos no inverno 
sobre (1) leste da América do Norte em 80˚W, (2) leste da Ásia em 140˚E, e (3) 
um cavado menor sobre o leste da Europa em 10˚-60˚E, produzindo um padrão de 
três ondas (ver Fig. 12.1a). Esses cavados parecem ter localização relativamente 
fixa no escoamento médio. Há cristas menores no oeste da Europa e sobre o 
Alaska. Em julho a intensidade do escoamento é reduzida para aproximadamente 
30% da sua força de janeiro, como pode ser visto a partir do maior espaçamento 
dos contornos na Fig. 12.1b. Esta redução é devido à diminuição no gradiente de 
temperatura entre o polo e o Equador durante o verão (a diferença de temperatura 
entre os dois pode ser 70˚C em janeiro, enquanto que em julho, com o 
aquecimento do verão nas regiões polares, observa-se normalmente metade 
deste valor). No verão os cavados em 500 mb são mais variáveis em localização 
(isto é, que ao longo do leste da América do Norte e mais para leste do que em 
janeiro), enquanto que as altas subtropicais são localizadas mais próximas do 
Equador (em 25˚N) do que suas posições em superfície. 
No Hemisfério Sul, onde 81% da superfície é oceano, as condições são mais 
uniformes. As ondas nos ventos de oeste são menos pronunciadas e a circulação, 
muito mais zonal (oeste-leste) do que no Hemisfério Norte (ver Fig. 12.2). A 
circulação média em 500 mb revela três cavados amplos sobre (1) oeste da 
Austrália a 110˚-120˚E, (2) 20˚-40˚W, que descende a partir dos Andes, e (3) o 
Pacífico Sul em 120˚-160˚W. Entre esses cavados médios há cavados menores 
sobre os Andes (partindo de 50ºS em direção ao Equador) sobre o Pacífico oeste 
(150˚E-150˚W) e na longitude da África do Sul (40˚-60˚E). Acima de 300 mb, o 
padrão de cavado-e-crista nos escoamentos de oeste dificilmente é reconhecido 
nas cartas médias. Em geral, os ventos de oeste do Hemisfério Sul são em média 
50% mais intensos do que no Hemisfério Norte, devido ao maior gradiente de 
temperatura entre a Antártica e os trópicos. 
 
Fig. 12.1 Contornos médios em 500 mb para (a) janeiro e (b) julho sobre o 
Hemisfério Norte, em decâmetros (H: alta; L: baixa; T: cavado; R: crista). 
 
Fig. 12.2 Contorno médios em 500 mb para (a) janeiro e (b) julho sobre o 
Hemisfério Sul, em decâmetros (H: alta; L: baixa; T: cavado; R: crista). 
 
Em qualquer janeiro ou julho em particular, e especialmente em alguma carta 
diária em 500 mb, é provável que exista um desvio substancial a partir da 
circulação média de longo prazo, pois, com exceção das cristas e cavados 
semipermanentes já descritos, o processo de extração das médias do escoamento 
provoca uma suavização da natureza essencialmente ondulada dos escoamentos 
troposféricos superiores. Os ventos superiores de leste movimentam-se em ambos 
os hemisférios em uma série de ondas longas. As ondas mudam somente de 
forma lenta em número e amplitude, comparadas aos sistemas de superfície, e 
elas viajam mais lentamente do que os ventos que sopram através delas. Essas 
ondas nos ventos de oeste são normalmente conhecidas como ondas de Rossby 
(em homenagem à Carl-Gustav Rossby, que foi o primeiro cientista a determinar 
suas causas em 1939). 
As ondas de Rossby desenvolvem-se em resposta ao escoamento do ar sobre 
barreiras orográficas e em resposta a padrões termais de larga escala. Há, 
normalmente, aproximadamente três a seis ondas longas em torno do Hemisfério 
Norte em qualquer dia (quatro a seis no verão, quando os padrões termais são 
mais fracos e as ondas tendem a assumir padrão mais sinuoso, e três no inverno 
quando a circulação é mais intensa) e três a quatro no Hemisfério Sul. As ondas 
são bem ilustradas pela trajetória do balão GHOST (Técnica de Sondagem 
Horizontal Global, na sigla em inglês) que foi lançado da Nova Zelândia em 30 de 
Março de 1966, como mostrado na Fig. 12.3. Este balão atingiu uma altitude de 12 
km e derivou com o vento nesse nível constante em torno do Hemisfério Sul por 
49 dias nos ventos de oeste superiores. O movimento do balão (rastreado por 
satélite) traçou a forma das ondas de Rossby em 30˚-50˚S durante este período 
de 7 semanas. Em média, havia aproximadamente quatro ondas longas, embora a 
posição dos cavados mudasse com o tempo. 
A posição e intensidade das ondas ajudam a determinar a circulação atmosférica 
de larga escala abaixo delas, pois o ar converge e diverge à medida que flui 
através das ondas. Divergência ocorre à frente (para o leste) de um cavado nos 
ventos de oeste em altitude, induzindo convergência na superfície, com 
movimentos ascendentes entre eles; a região inferior do lado leste de um cavado 
é, portanto, uma área favorável a depressões, desenvolvimento de nuvens 
profundas e precipitação (ver Fig. 12.4). Convergência ocorre à frente (para o 
leste) de uma crista superior, induzindo divergência em superfície e subsidência 
entre os dois níveis - esta é uma região favorável para o desenvolvimento de 
anticiclones em superfície (ou cristas de alta pressão) e condições relativamente 
secas. 
 
Correntes de Jato 
A velocidade da sinuosidade de ventos de oeste superiores não é uniforme em 
todo lugar, pois em certas regiões o escoamento se torna concentrado em núcleos 
estreitos de ventos mais fortes do que o normal, conhecidos como correntes de 
jato. Estas são regiões de algumas centenas de quilômetros de largura e em torno 
de 2-4 km de profundidade nas quais o vento está tipicamente soprando a 
velocidades de mais de 40-100 m/s-1 (80-200 nós) a uma altura entre 7,5 -14 km 
acima da superfície, logo abaixo da tropopausa. As correntes de jato tem um 
importante papel na rápida transferência de energia sobre longas distâncias na 
atmosfera, pois em latitudes de 40˚-50˚N, o ar pode facilmente ser transportado 
em torno da Terra em uma semana. 
 
Fig. 12.3 As ondas de Rossby do Hemisfério Sul determinadas pela trajetória do 
balão GHOST, lançado da Nova Zelândia em 30 de março de 1966. Ele derivou 
em uma altitude de 12 km com uma velocidade média acima de 100km/h por 49 
dias;sua posição diária é mostrada, juntamente com sua trajetória diária inferida. 
A definição da OMM de uma corrente de jato é a que segue: "Uma corrente forte, 
estreita, concentrada ao longo de um eixo quase horizontal na troposfera superior 
ou na estratosfera, caracterizada por forte cisalhamento vertical e lateral do vento 
e apresentando uma ou mais velocidade máxima". Além disso, os seguintes 
critérios característicos são recomendados: "normalmente, uma corrente de jato 
tem milhares de quilômetros de comprimento, centenas de quilômetros de largura 
e alguns quilômetros de profundidade. O cisalhamento vertical do vento é da 
ordem de 5-10 m/s por km (i.e., a velocidade do vento diminui de 5-10 m/s a cada 
quilômetro acima ou abaixo do jato) e o cisalhamento lateral do vento é da ordem 
de 5m/s por 100km. Um limite inferior arbitrário é da ordem de 30m/s (108 km/h ou 
67 nós) é atribuído à velocidade do vento ao longo do eixo da corrente de jato". 
 
Figura 12.4 Uma representação esquemática da relação entre a localização das 
altas e baixas em superfície e cavados e cristas nas ondas de Rossby em altos 
níveis. 
A velocidade do vento diminui rapidamente tanto acima quanto abaixo do eixo da 
corrente de jato e em cada lado dela (ver Figs. 12.5 e 12.6), assim, a corrente de 
jato pode ser considerada como um núcleo de ventos muito fortes incorporados 
em outros mais leves. Porém, isto é importante para compreender que o eixo da 
corrente de jato (a onda no escoamento superior) não é nem uma linha de 
escoamento nem uma trajetória, e sim ascensão de ar para o jato em algumas 
áreas e descendência em outras áreas (ver Fig. 12.4) Ventos sopram através do 
sistema ao invés de ao longo dele, e mapas e cortes transversais representam 
fatias através de partes de um escoamento tridimensional. 
Se a definição da OMM é utilizada em conjunção com cartas de ar superior, então 
cinco tipos de correntes de jatos podem ser reconhecidos: 
(1) a corrente de jato da frente polar, que normalmente atinge um máximo em 200-
300 mb entre as latitudes de 40º e 60º em associação com a depressão da frente 
polar em superfície; 
(2) a corrente de jato subtropical de oeste, que ocorre a aproximadamente 200 mb 
em torno da latitude de 30º no limite polar da célula de Hadley nos trópicos; 
(3) a corrente de jato equatorial de leste, que ocorre em 200 mb e acima sobre 
certos setores da região equatorial, particularmente sobre o subcontinente indiano 
no período das monções de verão; 
(4) a corrente de jato subpolar estratosférica, que desenvolve um máximo de 
velocidade acima de 30km e varia de um forte jato de oeste no inverno para um 
mais moderado jato de leste no verão; e 
(5) jatos locais que surgem em resposta a circunstâncias termais e dinâmicas 
locais, tal como o jato da Somália (ou Findlater) da costa leste africana, 
particularmente nos meses de verão. 
Neste capítulo mais atenção será dada aos principais jatos troposféricos globais, o 
jato da frente polar e o jato subtropical. 
 
Fig. 12.5 Um modelo esquemático da circulação geral do Hemisfério Norte 
mostrando (na seção transversal) a localização da corrente de jato da frente polar 
e a corrente de jato subtropical de oeste. 
 
Fig. 12.6 Uma seção vertical esquemática completa de uma zona de frente polar 
mostrando a localização da corrente de jato da frente polar, juntamente com perfis 
de vento e temperatura. As linhas fortes representam a tropopausa e os limites da 
zona de frente fria. 
 
A corrente de jato da frente polar 
A corrente de jato da frente polar de oeste meandra em torno das médias latitudes 
entre a tropopausa ou acima de 300 mb ou 9-12km, como mostrado nas Figuras 
12.6 e 15.2. Ela exibe áreas com velocidade máxima e mínima ao longo desse 
eixo, e ela pode nem sempre ser contínua por todo o globo. Sua velocidade 
máxima é normalmente da ordem de 60m/s-1, mas em algumas ocasiões ela pode 
ser muito mais rápida do que isso. Os núcleos principais da corrente de jato são 
associados com os principais cavados das ondas longas de Rossby; como 
consequência, a velocidade do jato e sua localização variam dia-a-dia (como 
indicado na Fig. 12.3) em conjunção com o desenvolvimento e movimento das 
ondas de Rossby. Esta variabilidade tem importantes repercussões para os 
padrões de convergência e divergência e movimentos verticais associados aos 
sistemas de tempo móveis de médias latitudes em superfície. 
Em um corte transversal vertical através de uma zona de frente polar, o núcleo do 
jato é sempre localizado no ar quente, acima do nível da zona frontal onde o 
gradiente horizontal de temperatura (a baroclinidade, representada pela 
declividade das isotermas na zona frontal) tem o seu maior valor, como mostrado 
na Fig. 12.6. Este é normalmente uma fenda ou descontinuidade na tropopausa na 
altura do jato da frente polar, com a tropopausa polar muitas vezes estando 
aproximadamente 100 mb mais baixa do que a tropopausa das médias latitudes. 
Isso inverte localmente o gradiente de temperatura na direção do polo, pois ao 
invés de ar polar frio no lado norte da zona frontal há, agora, ar estratosférico mais 
quente na margem polar do jato. Esta inversão determina parcialmente a forma 
oval do núcleo na seção transversal e o fato de que a máxima velocidade do vento 
ocorre a alguma distância abaixo da tropopausa, e não nela. 
A causa da corrente de jato da frente polar é o gradiente de temperatura através 
da frente polar propriamente. A corrente de jato se desenvolve como 
consequência do gradiente de temperatura na direção do polo sendo concentrada 
em uma estreita zona frontal polar, onde os escoamentos de ar tropical e polar 
convergem, por meio do qual é chamado de mecanismo de vento termal. O 
conceito de vento termal é ilustrado na Fig. 12.7. Neste diagrama assume-se que 
a pressão atmosférica é uniforme na superfície AB, mas o ar acima de A é mais 
frio em todos os níveis do que o ar acima de B - a estrutura de temperatura típica 
de uma seção transversal norte-sul através de uma zona frontal. A pressão 
atmosférica é simplesmente uma medida da altura de uma coluna de ar acima de 
um ponto particular, de modo que na superfície da Terra a altura acima de A é a 
mesma que a altura acima de B. O ar frio é mais denso do que o ar quente, e 
através da ação da gravidade, a maior parte de sua massa deverá ser 
concentrada em baixos níveis, em comparação ao ar quente. Assim, deverá haver 
uma maior diminuição na pressão com altura acima de A, no ar frio, do que acima 
de B, no ar quente. Isto é mostrado pelo declive das isóbaras na Fig. 12.7, já que 
a taxa de queda de pressão com altura é proporcional à densidade do ar. Quanto 
maior o nível escolhido na atmosfera, maior se torna a diferença de pressão sobre 
os dois locais - um gradiente de pressão causado simplesmente pelo gradiente de 
temperatura. 
Não há vento soprando na superfície AB já que a pressão é uniforme, mas o 
gradiente de pressão acima aparece da diferença termal, definindo-se um vento 
que se torna mais forte com a altura - o vento termal. No diagrama, um forte vento 
de oeste (soprando para o papel) se desenvolverá com baixa pressão na 
esquerda da direção do seu movimento. Porém, a pressão raramente é uniforme 
na superfície, particularmente nas proximidades de uma frente, e este gradiente 
de pressão termicamente induzido deve ser sobreposto, ou adicionado, ao pré-
existente gradiente de pressão em superfície, que terá o efeito de acentuar o 
escoamento de oeste para ainda mais alto. 
A força do escoamento é uma função da altura e uma função do contraste de 
temperatura entre as duas massas de ar lado a lado em uma zona frontal (assimquanto mais intensa a diferença de temperatura, mais ativa é a frente e mais forte 
é a corrente de jato). 
Assim, um gradiente de temperatura horizontal produz um gradiente de pressão 
em altos níveis, resultando em uma mudança no vento geostrófico acima. Esta 
mudança no vento geostrófico com altura através da variação de temperatura na 
horizontal é chamado de componente do vento termal. Este componente do 
escoamento "sopra" paralelo às isotermas médias (ou linhas de espessura média) 
na camada, com baixas temperaturas (baixos valores de espessura) para a 
esquerda do escoamento no hemisfério Norte (para a direita no hemisfério Sul), e 
sua magnitude é proporcional ao gradiente termal na camada. Assim, isóbaras em 
altos níveis dependem não somente do padrão das isóbaras ao nível do mar, mas 
também da distribuição da temperatura na horizontal. 
 
Fig. 12.7 Mecanismo do vento termal. 
Na troposfera há um gradiente de temperatura Equador-polo (norte-sul) geral, do 
tipo ilustrado na Fig. 12.7, que induzirá um forte componente de oeste ao 
escoamento acima. Nas proximidades da frente polar, onde a gradiente de 
temperatura é intensificada, o componente do vento termal do escoamento de ar 
superior será acentuado, produzindo um forte jato de frente polar acima. 
Na fenda da tropopausa, associada com as correntes de jato, onde a gradiente de 
temperatura horizontal é revertida, o componente do vento termal é também 
revertido - por isso a velocidade do vento não aumenta com a altura certa para a 
tropopausa no ar quente, mas atinge seu valor máximo a alguma distância abaixo 
dela. 
Incidentalmente, o gradiente de pressão induzido pela variação da temperatura na 
horizontal do tipo mostrado esquematicamente na Fig. 12.7 pode também afetar a 
natureza de outros sistemas de pressão em altos níveis. Se um anticiclone é 
localmente mais frio do que o ar em volta (i.e., um anticiclone frio), então a 
pressão diminuirá mais rapidamente com a altura no centro do que no entorno, e 
em uma altura suficiente a pressão no centro da alta já não será mais alta do que 
o ar do entorno. Assim, altas frias se enfraquecem e se dissipam com a altura, 
enquanto anticiclones quentes rodeados por ar mais frio se tornam mais intensos 
com a altura, como descrito no Capítulo 11 e ilustrado na Fig. 11.4. 
Foi afirmado anteriormente que ondas nos altos escoamentos de oeste podem ser 
geradas por escoamento descendente a partir de barreiras de montanhas de larga 
escala. Considere um escoamento largo, profundo e reto de oeste encontrando 
uma cadeia de montanha com orientação norte-sul, tal como os Andes ou as 
Rochosas. Como o escoamento de ar sobe para a crista da montanha, esta 
profundidade deverá diminuir uma vez que se tornam "comprimidos" entre o topo 
da montanha e a tropopausa. Porque o ar está comprimido verticalmente, ele 
diverge ou "se espalha" horizontalmente como mostrado esquematicamente na 
Fig. 12.8. Depois que o escoamento de ar tenha passado sobre as partes mais 
altas da barreira ele se expande (ou se estende) verticalmente e converge 
horizontalmente. A divergência horizontal sobre a crista da montanha resulta em 
um escoamento desenvolvendo curvatura anticiclônica, enquanto a convergência 
horizontal do vento descendente da crista irá gerar curvatura ciclônica no 
escoamento. Desta forma uma crista anticiclônica se desenvolverá sobre uma 
crista de montanha, e um cavado se desenvolverá no sotavento de uma barreira. 
Tal configuração é comum sobre as Montanhas Rochosas e os Andes, que atua 
de forma a ancorar as ondas na circulação de oeste em altos níveis em 
determinadas localidades (ver Figs. 12.1 e 12.2). 
 
Fig. 12.8 O desenvolvimento de crista anticiclônica e cavado no escoamento de 
oeste ao passar por uma barreira orográfica. 
O jato da frente polar e o movimento vertical de ar 
No Capítulo 4 foi explicado que a força do gradiente de pressão e a força de 
Coriolis não estão em equilíbrio no caso do gradiente de escoamento do vento em 
torno de isóbaras curvas. A diferença entre as duas produz uma força centrípeta 
atuando para dentro, o que faz com que o ar torne-se curvo. O escoamento de ar 
em torno de uma alta pressão é supergeostrófico: o vento está soprando muito 
mais rápido do que o valor do vento geostrófico para o mesmo espaçamento das 
isóbaras. O escoamento de ar em torno de centros de baixa pressão é 
subgeostrófico: menor do que o vento geostrófico para o mesmo espaçamento das 
isóbaras. 
Nas altas ondas de Rossby contendo a corrente de jato da frente polar, o ar está 
continuamente soprando através de cristas e cavados (i.e., através regiões de 
curvaturas anticiclônicas e ciclônicas). Assumindo que os gradientes de pressão (e 
espaçamento das isóbaras) no alto são uniformes nas cristas e cavados, então o 
ar movendo-se através de uma crista se moverá mais rápido do que o ar 
movendo-se através de um cavado. Entre uma crista e um cavado o ar deve, 
portanto, ter movimento descendente mais lento e convergente horizontalmente 
(assim como o tráfego faz em uma auto-estrada quando é forçado a desacelerar). 
O ar pode mover-se em três dimensões, contudo; ele não pode subir e penetrar a 
tropopausa, assim ele desce e diverge para baixos níveis. A partir de um cavado 
superior para a próxima crista o ar será acelerado e divergente, criando uma 
condição favorável para que o ar em baixos níveis possa convergir e subir para 
escoamento superior. A curvatura ciclônica e anticiclônica do escoamento 
superior, portanto, produz padrões de convergência e divergência que induz 
movimentos verticais. 
 
A corrente de jato subtropical de oeste 
A corrente de jato subtropical de oeste ocorre em ambos os hemisférios entre 
latitudes de 25º e 30º no inverno (ela está mais próxima do polo e menos 
pronunciada no verão) a uma altura de 12-13 km e a um nível de pressão de 
200mb, como indicado na Fig. 12.5. É um dos mais poderosos sistemas de vento 
da Terra, com uma velocidade média de 40m/s-1 (78 nós), mas com ventos acima 
de 135 m/s-1 (260 nós) acima do sul do Japão no inverno. O sistema de jato tem 
forma básica de um padrão tri-celular estacionário (ver Fig. 15.2), com cavados 
sobre as altas subtropicais do Pacífico e Atlântico e sobre o norte da Índia, e 
velocidade máxima associada com cristas sobre os EUA, norte da África e o 
sudeste da Ásia. 
Esta corrente de jato é mais geograficamente permanente do que os mais móveis 
e meandrantes jatos da frente polar (especialmente no inverno). Há pouca 
propagação das ondas a partir de oeste para leste, e há somente um leve desvio 
diário da velocidade do vento e posição geográfica a partir da situação média 
sazonal. Esta constância é ligada à constância relativa da circulação de Hadley 
como um todo (discutido no Capítulo 13); além do mais, na estação de inverno há 
um forte gradiente de temperatura latitudinal nas proximidades do Himalaia, o que, 
juntamente com o efeito orográfico da barreira de montanha orientada leste-oeste, 
tem o efeito de ancorar toda a circulação. Em geral, as ondas da corrente de jato 
subtropical não estão em fase com as ondas de altas latitudes, embora em certas 
localidades, tais como o sudeste da Ásia, pode fundir-se e reforçar-se 
mutuamente. No verão, o núcleo do jato é localizado mais para o norte (no setor 
da Ásia o jato é localizado para o norte do Himalaia), mas as velocidades médias 
são reduzidas. 
No Hemisfério Sul o jato subtropical de oeste é normalmente localizado próximo 
de 30ºS, e é mais pronunciado em julho por todo o leste da Austrália, com 
velocidades de 50 m/s-1 (97 nós), mas a velocidade diminui rapidamente na 
direção do Equador. 
A corrente de jato subtropicalde oeste é localizada no limite polar da circulação de 
Hadley (ver Figs. 12.5 e 13.1) acima da zona das altas subtropicais. No corte 
transversal vertical ela é localizada no lado tropical de uma quebra entre a 
tropopausa tropical (a 100 mb) e a tropopausa das médias latitudes (a 250 mb). 
Sua circulação é confinada à alta troposfera onde há somente uma rasa zona 
baroclínica (em contraste com a situação da frente polar); assim, há um forte 
cisalhamento do vento vertical associado com os jatos e, abaixo de 400 mb, pouca 
evidência do jato acima. O jato é gerado como um resultado do sistemático 
deslocamento do ar em direção ao polo no ramo superior da circulação de Hadley, 
uma resposta à conservação do ar do seu momento angular absoluto; ver Capítulo 
4. 
Ao contrário do jato da frente polar, movimentos verticais de larga escala não são 
comumente induzidos na troposfera em associação com amplos cavados e cristas 
do jato subtropical.