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AQUECIMENTO DIFERENCIAL Lecture 5. AQUECIMENTO DIFERENCIAL E SEUS EFEITOS NA CIRCULAÇÃO ATMOSFÉRICA A existência de ventos depende diretamente da presença.

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1 AQUECIMENTO DIFERENCIAL Lecture 5

2 AQUECIMENTO DIFERENCIAL E SEUS EFEITOS NA CIRCULAÇÃO ATMOSFÉRICA A existência de ventos depende diretamente da presença de diferenças de temperatura. Gradientes térmicos horizontais de grande escala dão origem a movimentos do tipo convectivo que, sob a influência da rotação, produzem as configurações de circulação geral observadas na atmosfera. Gradientes horizontais de temperatura, locais ou de pequena escala, também provocam movimentos do tipo convectivo para os quais os efeitos de rotação da Terra são de importância secundária. Tais sistemas de circulação local são extremamente importantes em regiões costeiras ou montanhosas, especialmente em latitudes tropicais e subtropicais. Nos proximos slides serão considerados os efeitos dos gradientes horizontais de temperatura que produzem as configurações globais observadas.

3 Efeitos Térmicos Globais A equação hipsométrica é bastante útil ao se descrever a relação entre as características observadas da circulação atmosférica e a presença das diferenças horizontais de temperatura. Se for considerada uma certa camada atmosférica, limitada acima pela superfície de pressão p 2 e abaixo pela superfície de pressão p 1, a espessura da camada será dada pela equação (17): z 2 – z 1 = (RT m /g)ln(p 1 /p 2 ) A espessura é diretamente proporcional à temperatura média, T m, da camada z 2 – z 1 T m Onde a constante de proporcionalidade é R/g ln(p 1 / p 2 ). Assim sendo, em regiões quentes a espessura é maior que em regiões frias. Meteorologistas sinóticos muitas vezes definem p 1 = 1000 hPa (perto da superfície) and p 2 = 500 hPa (média troposfera).

4 Devido ao aquecimento diferencial da superfície da Terra, a temperatura é quente em latitudes baixas (tropicais e subtropicais) e relativamente fria nas latitudes altas (regiões polares). Como resultado, a espessura da camada é maior em latitudes baixas e menor em latitudes altas, como descrito abaixo na secção transversal esquemática altura-latitude. frio EQSPNP 1000 hPa 500 hPa z 2 – z 1 pequena z 2 – z 1 grande frioquente

5 A altura do nível de pressão de 500 hPa é máxima em latitudes baixas e mínima em latitudes altas, perto dos pólos. A inclinação norte-sul da superfície 500 hPa não é a mesma em todas as latitudes, devido ao fato de que o gradiente de temperatura meridional é fraco nos trópicos, subtrópicos e regiões polares, e forte em latitudes médias. A inclinação máxima da superfície 500-hPa coincide com a região de gradiente meridional de temperatura mais forte (latitudes médias). Baseado na equação do vento geostrófico (35), vemos que o vento é maior na região onde a inclinação da superfície 500 hPa é maior. Isso se aplica tanto ao HN e HS (veja os slides seguintes).

6 Média Zonal: Secção Tempo-Latitude hPa Espessura (Reanalysis-1) Gradiente de temperatura relativamente forte Gradiente de temperatura relativamente fraco

7 Média Zonal: Secção Tempo-Latitude 200 hPa Vento Zonal (u) (Reanalysis-1)

8 A equação do Vento Geostrófico é: fV g = – /n, or V g = –1/f ( /n) Se o gradiente da altura geopotencial fosse igual em todas as latitudes, o vento seria mais forte em baixas latitudes, onde a magnitude de f é pequeno. Assim, os ventos no ar superior são mais fortes em latitudes médias inferiores (ambos os hemisférios) ou ligeiramente no sentido equatorial do gradiente meridional de temperatura mais forte.

9 Os slides anteriores mostram que o ciclo sazonal é maior no HN do que é no HS. Isto resulta do fato de que a superfície da Terra no HS é principalmente oceano, enquanto que no HN há uma mistura de continentes e oceanos. Essas assimetrias zonais no HN dao origem a ondas de grande escala (planetária), com substancial escoamento meridional em determinadas regiões. (Como exemplo, compare os seguintes dois slides para o hemisfério ocidental.)

10 Média: hPa Espessura Média: hPa Linhas de corrente e Isotacas

11 Média: hPa Espessura Média: hPa Linhas de corrente e Isotacas

12 Além disso, nas latitudes médias os ventos de oeste intensificam com o aumento da altura na troposfera (compare slides 13 e 14), com os ventos máximos ocorrendo perto da tropopausa (perto de 200 hPa, ver slide 15).

13 Média Zonal: Secção Tempo-Latitude 500 hPa Vento Zonal (u) (Reanalysis-1)

14 Média Zonal: Secção Tempo-Latitude 200 hPa Vento Zonal (u) (Reanalysis-1)

15 Média Zonal: Secção Tempo-Latitude Vento Zonal P Latitude

16 Vento Térmico A mudança de vento com o aumento da altura (cisalhamento vertical do vento) está relacionada com o gradiente de temperatura horizontal. A ausência de gradientes de temperatura horizontais resulta na ausência de cisalhamento vertical. Vento térmico é definido como a diferença entre os ventos geostróficos correspondentes a dois níveis diferentes. Defina: V g2 and 2 como o vento geostrófico e altura geopotencial no nível de pressão 2 V g1 and 1, como o vento geostrófico e altura geopotencial no nível de pressão 1. Então,

17 Vento Térmico (cont.) fV g2 = – 2 /n e fV g1 = – 1 /n, where p1 > p2 and 2 > 1. Para aplicação geral do vento térmico à atmosfera, é melhor considerar a equação do vento térmico em sua forma vetorial. A equação do vento geostrófico em coordenadas de pressão é dado por: f k x V g = – (40) Resolvendo para V g temos V g = 1/f (k x )(41) Se aplicarmos a equação (41) aos níveis de pressão p 1 e p 2 temos V g2 – V g1 = 1/f k x ( 2 – 1 )(42) Agora definindo vetor vento térmico como V T = V g2 – V g1 (43) Substituindo (43) e (17) em (42) obtêm-se

18 Vento Térmico (cont.) V T = (R/f) ln(p 1 /p 2 ) k x T m or V T (1/f)k x T m (44) Aplicando esta equação à troposfera (Figura abaixo) vê-se que o vento térmico é dirigido para leste em ambos os hemisférios. Entao, os ventos tornam-se mais de oeste com o aumento da altura em ambos os hemisférios. N S Equador Quente Frio T m VTVT VTVT

19 Aquecimento Diferencial (cont.) Além dos contrastes de temperatura norte-sul (meridional), existem consideráveis variações de temperatura na direção leste-oeste (zonal), devido às diferenças nas propriedades térmicas da terra e o oceano. Como a água é um fluido, o calor é distribuído numa profundidade relativamente grande, por meio de ondas e de convecção. Assim, a temperatura da superfície do oceano varia menos do que a temperatura da superfície da terra, em resposta a variações diurnas e sazonais de insolação. Como resultado, as variações diurnas e sazonais na temperatura da superfície são maiores em áreas continentais e menores em regiões oceânicas. A diferença na magnitude das variações sazonais de temperatura entre o continente e o oceano produz diferenças significativas nos padrões de circulação atmosférica, e é a causa fundamental para "monções".

20 Diferenças Continentais-Oceânicas por Estação O ciclo anual da temperatura é maior sobre terra do que sobre a água Isso tem um impacto nas características da circulação em diferentes estações Em algumas áreas as características da circulação invertem entre o verão e o inverno.

21 Verão No verão, a temperatura do ar sobre o continente é relativamente quente em relação ao ar sobre os oceanos adjacentes. A espessura entre as superfícies de pressão é maior sobre o continente e menor sobre os oceanos próximos. QuenteFrio p2p2 p1p1 continenteoceano Leste

22 Pressão ao nível do mar é menor sobre o continente e maior sobre o oceano. Isso resulta em uma circulação térmica direta com o movimento de ar ascendente sobre o continente e descendente sobre os oceanos. QuenteFrio p2p2 p1p1 B A A A B B Leste Verão

23 No inverno, a temperatura do ar sobre o continente é relativamente fria em relação ao ar sobre os oceanos adjacentes. A espessura entre as superfícies de pressão é menor sobre o continente e maior sobre os oceanos próximos. QuenteFrio p2p2 p1p1 Quente Leste Inverno

24 Pressão ao nível do mar é maior sobre o continente e menor sobre o oceano. Isso resulta em uma circulação térmica direta com o movimento de ar ascendente sobre os oceanos e descendente sobre o continente. QuenteFrio p2p2 p1p1 Quente A AA L B B Leste Inverno

25 Continente Verão Quente T m VTVT VTVT Inverno Frio T m VTVT VTVT N Ámérica do Norte

26 Continente Quente T m VTVT VTVT N Ámérica do Sul Verão

27 Aquecimento Diferencial (cont.) Podemos ver essas características da circulação em observações? Considere os meses de janeiro e julho como representantes dos extremos no ciclo anual: – Inverno no HN e verão no HS – Verão no HN e inverno no HS Agora vamos examinar a circulação no ar superior (alta troposfera) e padrões de pressão média ao nível do mar para esses meses (JAN e JUL)

28 Cartas médias mensais ( ) do escoamento em 250 hPa para janeiro e julho. As linhas de corrente e isotacas estão indicadas pelas linhas cheias e interrompidas, respectivamente.

29 No slide anterior, é evidente que a circulação na alta troposféra (250 hPa) sobre o interior da América do Norte varia entre anticiclônica durante o verão a ciclônica durante o inverno. Sobre a América do Sul, há uma circulação anticiclônica pronunciada durante o verão (janeiro), e um escoamento quase zonal durante o inverno (julho). Uma possível razão para que os efeitos térmicos sejam mais evidentes durante o verão (HS) é que o aquecimento à superfície da Terra resulta em instabilidade convectiva. Correntes de convecção transportam calor verticalmente, para longe da superfície da Terra, distribuindo o calor dentro da troposfera. Além disso, o ar ascendente frequentemente torna-se saturado e ocorre desenvolvimento de nuvens com precipitação associada. O ar ascendente, ao invés de expandir-se e resfriar adiabaticamente, recebe quantidade significativa de calor à medida que o vapor dágua condensa-se, especialmente na troposfera mais baixa. Este aquecimento parcialmente compensa o resfriamento adiabático fazendo com que o ar permaneça relativamente quente até que atinja os altos níveis troposféricos. É evidente, então, que o aquecimento de verão em regiões continentais ocorre de duas formas: 1) aquecimento do tipo sensível à superfície da Terra, que é subsequentemente carregado para cima pelas correntes de convecção e 2) aquecimento do tipo latente em virtude da condensação do vapor dágua. Esses são os principais fatores que provocam aquecimento nas regiões continentais situadas em latitudes relativamente baixas onde o aquecimento solar é mais intenso e o conteúdo de vapor dágua do ar é mais elevado.

30 A situação de inverno é caracterizada pelas baixas temperaturas sobre os continentes. Inicialmente, pode-se admitir que o frio resulta de uma perda de calor em virtude do resfriamento radiativo. Este resfriamento seria mais pronunciado em latitudes relativamente altas onde o dia de inverno é bastante curto em comparação com a noite. Em virtude do resfriamento por baixo produzir condições estáveis (caso do resfriamento radiativo), os efeitos desse resfriamento apenas atingem os níveis mais altos gradualmente. Então, somente naquelas latitudes que apresentam condições persistentes favoráveis ao resfriamento radiativo, tais como céus limpos, ventos calmos e superfície coberta com neve, é que os efeitos do resfriamento continental atingem a troposfera superior com características pronunciadas. Desta forma, regiões tais como o norte da América do Norte, a Sibéria e a Antártida mostram cavados de ar superior pronunciados no inverno.

31 Observe a inversão do padrão de pressão ao nível do mar entre o verão no HN (painel acima) e inverno no HN (painel abaixo) sobre as regiões continentais (por exemplo: Ásia, América do Norte, Austrália, África e América do Sul). Essas reversões são bastante evidentes na animação no slide seguinte.

32

33 Observe a circulação anticiclonica do ar superior sobre os continentes subtropicais nas respectivas estações de verão (HN - Ásia e América do Norte; HS - sul da África, norte da Austrália e América do Sul). T T T T A A A A A


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