03 inmet course portuguese capitulo 3

8/20/2019 03 Inmet Course Portuguese Capitulo 3

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INMET: CURSO DE METEOROLOGIA SINÓTICA E VARIABILIDADE CLIMÁTICA

CAPÍTULO 3 Revisão de Meteorologia Sinótica e Dinâmica

Nota: Para mais informações, consulte os PowerPoints:

Kousky-Lecture-4-basic-eqns.pptKousky-Lecture-5-differential-heating.pptKousky-Lecture-7-diurnal-cycle-local-wind-systems.pptKousky-Lecture-8-air-masses-and-fronts.pptKousky-Lecture-10-developmental-equation.ppt


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CAPÍTULO 3: Revisão de Meteorologia Sinótica e Dinâmica

2V. Kousk

1. INTRODUÇÃO

Meteorologia sinótica será definida como análise meteorológica e previsão de tempo. Antes dcomputadores de alta velocidade, isto compreendia a preparação e análise de cartas meteorológicas pela interpretação dessas cartas com o objetivo de fazer uma previsão de tempo. Os precedimentos

por serem altamente subjetivos, dependiam em grande parte da habilidade e da experiência do prevo advento dos computadores de alta velocidade, teve inicio o emprego de técnicas de previsão num previsor meteorológico passou cada vez mais a dar ênfase à orientação numérica. Em muitos paíseda preparação de cartas está sendo agora realizada pelo computador. Contudo, é necessário meteorologista sinótico esteja presente para interpretar e assimilar toda as informações contidas nosnuméricos e, se for necessário, modificar a previsão fornecida pelo modelo numérico.

Com o advento dos satélites meteorológicos em volta de 1960 uma nova e importante fonte de dadse disponível para a análise sinótica. Primeiro com os satélites de orbita polar e depois com osgeoestacionários, a cobertura de regiões do globo com dados esparsos melhorou consideravelmentem muitas circunstâncias, a previsões de melhor qualidade. O meteorologista sinótico de hoje deve

de interpretar e combinar adequadamente as orientações numéricas e os dados de satélite para ch previsão. Para tanto, é necessário uma firme compreensão de meteorologia dinâmica.

Nessa sessão, será enfatizada a forte relação entre a meteorologia dinâmica e a meteorologia sinóvez que o principal objetivo é a meteorologia sinótica, em diversas ocasiões os princípios e as eqdinâmica serão aplicados à atmosfera, porém sem que suas derivações sejam apresentadas. Contuequações mais relevantes à meteorologia sinótica serão deduzidas com o objetivo de facilitar disaplicações posteriores.

2. EQUAÇÕES BÁSICAS

2.1 Considerações Gerais

Nos capítulos subsequentes, as equações básicas que governam os processos dinâmicos e termoserão utilizadas com frequência. Para facilitar discussões posteriores, as equações básicas serão apneste capítulo. Textos sobre Meteorologia Dinâmica (por exemplo, Holton 1972; Lemes e Moucontêm as derivações das equações aqui não apresentadas.

2.2 Equação de Estado

Os meteorologistas geralmente admitem que, com boa aproximação, o ar se comporta como um gásfato, um tratamento mais rigoroso, que leva em conta que o ar é uma mistura de gases reaisresultados semelhantes aos que se obtêm nas condições ideais.

A equação de estado para um gás ideal é

p = RT (2.1)

Onde, p, . R e T são a pressão, a densidade, a constante universal dos gases para o ar seco e a temabsoluta, respectivamente.


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Em certas ocasiões, pode ser utilizado o volume específico (=1/ ), no lugar da densidade, levando a

p = RT (2.2)

Se o ar contiver vapor d` água, a equação de estado torna-se

p = RTv (2.3)

Onde Tv é a temperatura virtual definida como

Tv = T (1+ 0,061w) (2.4)

Onde w é a a razão de mistura definida como a razão entre a massa do vapor d` água num dado vomassa de ar seco neste mesmo volume.

2.3 Primeira Lei da Termodinâmica

A primeira lei da termodinâmica pode ser expressa da seguinte maneira

H = du + W (2.5)

onde H, du e W são, respectivamente, o calor adicionado por unidade de massa, a mudança dainterna por unidade de massa e o trabalho realizado por unidade de massa, com relação aoconsiderado.

Para um gás invíscido

W = p d e

H = du + p d (2.6)

A mudança da energia interna por unidade de massa pode ser escrita como

du = Cv dT

onde Cv é o calor específico a volume constante. Substituindo esta expressão na equação (2.2), obt

H = Cv dT + p d (2.7)O calor específico a volume constante é relacionado ao calor específico a pressão constante e à congases para o ar seco pela expressão

Cp = Cv + R (2.8)

Usando esta expressão e a equação de estado (pd + dp = RdT), a equação (2.7) pode ser escrita como


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H = Cp dT – dp (2.9)

2.4 Equação do Movimento Horizontal

A equação do movimento horizontal na forma vetorial, em coordenadas cartesianas, pode ser escrit

dV/dt + fk x V = – 1/ h p +F (2.10)

OndeV = u i + v j é o vetor velocidade horizontal, f = 2sin é o parâmetro de Coriolis, é a velocidadangular da rotação da terra, é latitude,F é a força de fricção,k é o vetor unitário na vertical, andh is thdel operador, no qual em coordenadas cartesianas é definido como:h = i / x + j / y +k / z

Desprezando os efeitos de fricção e reescrevendo a equação (2.10) em coordenadas de pressão, tem

dV/dt + fk x V = – p (2.11)

onde = gz é a altura geopotencial

2.5 Equação Hidrostática

A equação hidrostática (ou aproximação) pode ser escrita como

p/ z = – g (2.12)

Na expressão (2.12) a força do gradiente de pressão vertical por unidade de massa é balancaceleração da gravidade. Para movimentos de grande escala, que resultam de sistemas de escala sinexpressão é válida. Para sistemas convectivos ou no caso de escoamento em regiões com terren(montanhas), o afastamento significativos da equação (2.12) podem ser verificados pois, nessas siar possivelmente estará sujeito a fortes acelerações verticais.

2.6 Equação Hipsométrica (ou da Espessura)

A equação hidrostática pode ser integrada para obter a equação hipsométrica ou da espessura. A eestado (2.1) pode ser utilizada para eliminar da equação (2.12), obtendo-se

p/ Z = – pg/RT (2.13)

A equação (2.13) pode ser escrita na forma

lnp/ Z = – g/RT (2.14)

a qual, integrada no nível (p1, z1) até o nível (p2, z2) resulta em:

⌠ p2 d lnp = – g⌠z2 dz/RT⌡ p1 ⌡z1 (2.15)


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Mediante a integração, admitindo um valor médio para temperatura (Tm) na camada de z1 a z2, tem-se

ln (p2/p1) = g (z2 – z1)/(RTm) (2.16)

Portanto, para a espessura (z2 – z1) segue quez2 – z1 = (RTm/g) ln(p1/p2) (2.17)

A expressão (2.17) é chamada equação hipsométrica ou da espessura. É utilizada operacionalcálculo da altura de um dado nível de pressão a partir dos dados de radiossondagem. Na equação mdeveria ser, na realidade, Tvm, temperatura virtual media da camada.

A equação (2.17) pode também ser utilizada para inferir importantes propriedades da atmosferaDados dois níveis de pressão, a espessura, z2 – z1, correspondente a essas superficies de pressdiretamente proporcional à temperatura media da camada. Esse ponto sera abordado repetidas

seções futuras.2.7 Equação da Continuidade

A equação da continuidade pode ser escrita da seguinte forma

1/ d /dt + V = 0 (2.18)

onde V é a divergência tridimensional da velocidade, que em coordenadas cartesianas é dada por

V = u/ x + v/ y + w/ z (2.19)

e d /dt é a variação de massa acompanhando a parcela de ar.

Para o escoamento incompressível, temos

d /dt = 0 e V = 0 (2.20)

A equação da continuidade em coordenadas de pressão é matematicamente mais simples, ou seja:

p V + / p = 0 ( 2.21)

onde, p V = ∂u/∂x p + ∂v/∂y p

e = dp/dt é o movimento vertical em coordenadas de pressão.

A relação aproximada entreω e w éω ≈ w ∂p/∂z.


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2.8 Equação da Vorticidade

A equação da vorticidade em coordenadas cartesianas pode ser escrita da seguinte forma

d(ζ+f)/dt = – (ζ+f) h V+(∂w/∂y ∂u/∂z–∂w/∂x ∂v/∂z)+(∂p/∂x ∂α/∂y–∂p/∂y ∂α/∂x) (2.22)

(a) (b) (c)onde ζ é componente vertical da vorticidade relativa e (ζ + f) é a componente vertical da vorticidabsoluta.

Na expressão (2.22) o termo (a) representa a vorticidade ciclônica criada (destruída) em vconvergência (divergência) do campo de vento; o termo (b) representa as mudanças na vorticidadao movimento vertical diferencial num campo de vento com cisalhamento vertical (termo de inclintermo (c) representa as mudanças na vorticidade causadas pelos gradients de densidade ao longo do movimento (termo solenoidal).

Escrevendo a equação (2.22) em coordenadas de pressão, o termo solenoidal desaparece, ficandod(ζ + f)/dt = – (ζ + f) p V + (∂ω/∂y ∂u/∂p –∂ω/∂x ∂v/∂p) (2.23)

Em geral, otermo de inclinação (“tilting”) pode ser considerado de importância secundária na descconfigurações do escoamento de escala sinótica. Este termo é, contudo, localmente importante quandesenvolvimento rápido de um ciclone (ciclogênese) e também para fenômenos de mesoescala, taiscumulonimbus em rotação, tornados e convecção em geral.

3. COORDENADAS NATURAIS

3.1 Considerações GeraisO sistema de coordenadas naturais é um dos mais úteis para os meteorologistas sinóticos. Os esistema são obtidos girando os eixos x e y do sistema de coordenadas cartesianas tal que o eixo xdireção do movimento, denotado por s (ver figura 3.1). Mediante rotação o eixo y fica na direção n, esquerda do movimento do ar. Os vetores unitários nas direções s e n, respectivamente, estabelecem relação:

s x n = k (3.1)

onde k é o vetor unitário na vertical. Por convenção, oângulo de rotação (δ) é positivo se a rotação for -

horária. No sistema de coordenadas naturais os eixos mudam de orientação à medida que o movimento do adireção. Os vetores unitárioss e n podem então ser função do tempo. Uma vantagem óbvia do sistecoordenadas naturais é que o vetor velocidade horizontal tem somente uma componente, aquela naEntão,

V = Vs (3.2)


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É conveniente usar a equação do movimento em coordenadas de pressão pois os dados sinóticos de são geralmente fornecidos em níveis de pressão constante.

3.1 Relação entre as coordenadas naturais e as coordenadas cartesianas.3.2 Equação do Movimento

A equação vetorial do movimento em coordenadas de pressão pode ser escrita como:

dV/dt + f k x V = – p (3.3)

onde f é o parâmetro de Coriolis e é a altura geopotencial (gz) de uma dada superfície de pressão.

Os vetores unitárioss e n podem ser expressos em termos dos vetoresi e j, conforme segue:

s = sx i + sy j

n = nx i + ny j

onde,

sx = s • i = | s | | i | cos = cos ,

sy = s • j = | s | | j | cos (90 – ) = sen ,

nx = n • i = | n | | i | cos (90+) = – sen ,ny = n • j = | n | | j | cos = cos .

Desta forma,s = cos i + sen j,

(3.4)n = – sen i + cos j


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Utilizando (3.2) para substituirV em (3.3), obtêm-sedVs/dt + f k x Vs = – p (3.5)

Em coordenadas naturais,

p =s / s p + n / n p Fazendo esta substituição em (3.5), obtêm-se

dVs/dt + f k x Vs = – s / s – n / n (3.6)

O primeiro termo no lado esquerdo da expressão (3.6) pode ser escrito da seguinte forma:

dVs/dt =s dV/dt + V ds/dt

Utilizando a expressão paras em tremos dei and j dada em (3.4)

ds/dt = ( – i sen + j cos ) d /dt =nd /dt

Porém, dδ/dt é a velocidade angular relativa do ar que pode ser assim expressa

d /dt = (d /ds) (ds/dt)

onde dδ/ds = 1/R, R é o raio dacurvatura do escoamento (positivo para escoamento no sentido anti-hods/dt = V . Desta forma,

d /dt = V/R

edVs/dt =sdV/dt +nV2/R (3.7)

Assim, a aceleração do vetor velocidade em coordenadas naturais é dada pela soma de duas aceleraorientada ao longo do escoamento (aceleração da magnitude) e a outra orientada ortogonal ou na direçao escoamento (aceleração centripeta).

Considerando o termo aceleração de Coriolis

f k x Vs = fVk x s = fVn (3.8)

Mediante substituição de (3.7) e (3.8) em (3.6), obtêm-se a equação do movimento em coordenadas na

sdV/dt +nV2/R + fVn = – s / s – n / n (3.9)

O produto escalar de (3.9) com os vetores unitárioss e n fornece, respectivamente,

dV/dt = – / s (3.10)


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eV2/R + fV = – / n (3.11)

De (3.10) é evidente que acelerações na magnitude da velocidade somente se verificam quandogeopotencial varia na direção do movimento do ar. Considere-se a análise esquemática da altura ge

mostrada na Figura 3.2. No ponto A o vento tem velocidade maximo e o vetor do vento é paralelo aosde altura, / s = 0 e dV/dt = 0). No ponto B, a velocidade esta diminuindo seguindo o movimento do < 0) o que necessita que / s > 0. De modo semelhante, no ponto C, dV/dt > 0 e/ s < 0. Umavez que (3.10) nao envolve f, estes resultados aplicam-se a ambos os hemisférios. Em geral, o movimnuma superfície de pressão constante, acelera-se quando o movimento é em direção a alturas geopoten baixas e desacelera-se quando o movimento é em direção a alturas geopotenciais mais altas. O escdito uniforme, na direção do movimento, se dV/dt = 0 em todos os pontos.

Fig. 3.2 Análise esquemática da altura geopotencial para um nível de pressão constante no hemisfé

Se o escoamento for uniforme, então a equação do movimento em coordenadas naturais reduz-se a (3se que o vento encontra-se em balanço gradiente. Este tipo de vento é chamadovento gradiente , frequentemendenotado pelo subscrito gr. Então,

Vgr 2/R + fVgr = – / n (3.12)

Se o escoamento for retilínio (o escoamento atmosférico seguindo grandes círculos na Terra) então oaceleração centripetal sera eliminado de (3.11). O escoamento resultante é dito estar em balanço geoeste tipo de vento é chamadovento geostrófico , frequentemente denotado pelo subscrito g. Então,

fVg = – / n (3.13)

Em geral, em virtude do ar frequentemente realizar movimentos curvilíneos, associado com cavados evento geostrófico é uma aproximação mais pobre para o vento observado do que o vento gradiente e, onde a curvatura é pronunciada, o vento observado pode variar de 50% a 200% do vento geostrófico.

De (3.13) tem-se, para o Hemisfério Norte (f> 0), que φ deve decrescer na direção n positiva/ n < 0). NHemisfério Sul (f < 0), deve aumentar na direção n positiva. Esta situação é ilustrada esquematicamFigura 3.3a. Se oescoamento ciclônico for definido como o movimento do ar curvilíneo que representa


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centro baixo valor de altura geopotencial, então o escoamento ciclônico corresponde a R > 0 no H Norte e R < 0 no Hemisfério Sul ( Figura 3.3b). De modo semelhante, defini-se oescoamento anticiclônicocomo um movimento curvilíneo que representa no seu centro alto valor de altura geopotencial. O esanticiclônico corresponde a R < 0 no Hemisfério Norte e R > 0 no Hemisfério Sul (Figura 3.3c).

Fig. 3.3 Diagrama esquemático que ilustra a relação entre o vento e a altura geopotencial para a) esretilíneo, b) escoamento ciclônico e c) escoamento anticiclônico.

Pode-se combinar (3.12) e (3.13) para obter

Vgr 2/R + fVgr = fVg

Resolvendo para R, tem-se:

R = Vgr 2/f(Vg – Vgr ) (3.14)

Se for admitido que o escoamento observado está bem próximo do balanço gradiente, então para Hemisfério Norte (f > 0), a equação (3.14) leva a Vg – Vgr > 0, ou seja Vg > Vgr. O escoamento desta naturreferido comoescoamento subgeostrófico . Para R < 0, no Hemisfério Norte, a equação (3.14) leva a Vg – Vgr <0, ou seja Vg < Vgr e o escoamento é referido comoescoamento supergeostrófico. De maneira similar , parHemisfério Sul (f < 0) R > 0 implica Vg – Vgr < 0, ou seja,escoamento supergeostrófico e R < 0 implica Vg –Vgr > 0, ou seja,escoamento subgeostrófico . Conclui-se que o escoamento ciclônico (R > 0 no Hemisférioe R < 0 no Hemisfério Sul) é subgeostrófico , e o escoamento anticiclônico (R < 0 no Hemisfério Norte eno Hemisfério Sul) é supergeostrófico .


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3.3 Divergência e Convergência

Em geral, a divergência da velocidade horizontal é uma grandeza difícil de medir acuradamente, emcausa dos erros nas medidas dos ventos e em parte porque sua representação matemática é a somtermos que geralmente são de tamanhos comparáveis porém de sinais opostos. Também, neste caso

coordenadas naturais fornece uma representação mais útil para o meteorologista sinótico. Em conaturais a divergência da velocidade horizontal pode ser expressa como:

p • V = s / s • Vs + n / n • Vs

Expandindo os termos no lado direito da equação acima e usando a equação (3.4), obtêm-se:

p • V = V/ s + V / n (3.15)

onde V/ s é a variação na magnitude da velocidade na direção do movimento e V/ n representa

confluência ou difluência do escoamento do ar. Ambos os termos podem ser avaliados a partir da linhas de corrente e de isotacas numa carta de pressão constante. Confluência ocorre quando/ n < 0 difluência quando / n > 0. Confluência e difluência estão ilustradas na Figura 3.4. Em geral, os tervariação da magnitude da velocidade e de confluência possuem sinais opostos e assim a soma resufornece convergência ou divergência sera muito pequena.

Fig. 3.4 Diagrama esquemático que ilustra confluência e difluência.

3.4 Vorticidade

A curvatura ou rotação apresentada pelo movimento do ar relativo à Terra é chamadavorticidade relativa , qumatemáticamente é expressa como

Vorticidade Relativa = xV (3.16)

A orientação do vetor vorticidade ou rotação é normal ao plano de rotação. Para o movimento curvi plano quase-horizontal, tal como uma superfície de pressão constante, a componente vertical da vrelativa é

= k • x V (3.17)

Em coordenadas naturais a equação (3.17), torna-se


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= k • [ (s / s +n / n) x (Vs)] (3.18)

Expandindo o lado direito da equação (3.18), obtêm-se

= k • [ (s x (Vs) / s +n x (Vs)/ n)]

A expansão das derivadas dentro dos colchetes e o uso da equação (3.4), resulta em

= k • [ Vs x n / s +s x s V/ s + Vn x n / n) +n x s V/ n]

Uma vez ques x n =k , s x s =n x n = 0, e / s = 1/R então

= V/R – V/ n(3.19)

onde V/R é definido como avorticidade devido à curv atura e - V/ n é definido como avorticidade devido aocisalhamento .

A Figura 3.5 ilustra as vorticidades devidas à curvatura e ao cisalhamento para os Hemisférios No Numa carta de pressão constante, regiões onde ocorre vorticidade ciclônica tanto por curvatura cisalhamento são regiões de máxima vorticidade ciclônica. Por outo lado, regiões onde se verifica vanticiclônica tanto devida à curvatura como devida ao cisalhamento são regiões de máxima vanticiclônica.

Fig. 3.5 Diagramas esquemáticos para os dois hemisférios, a) vorticidade ciclônica devido ao cisal b) vorticidade anticiclônica devido ao cisalhamento c) vorticidade anticiclônica devido curvatura e d)vorticidade ciclônica devido curvatura.


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4. AQUECIMENTO DIFERENCIAL E SEUS EFEITOS NA CIRCULAÇÃO ATMOSFÉRICA

4.1 Preliminares

A existência de ventos depende diretamente da presença de diferenças de temperatura. Gradientes

horizontais de grande escala dão origem a movimentos do tipo convectivo que, sob a influência d produzem as configurações de circulação geral observadas na atmosfera. Gradientes horizotemperatura, locais ou de pequena escala, também provocam movimentos do tipo convectivo para oefeitos de rotação da Terra são de importância secundária. Tais sistemas de circulação loextremamente importantes em regiões costeiras ou montanhosas, especialmente em latitudes trsubtropicais.

Nessa seção serão considerados os efeitos dos gradientes horizontais de temperatura que proconfigurações observadas.

4.2 Efeitos Térmicos Globais

A equação hipsométrica é bastante útil ao se descrever a relação entre as características obsercirculação atmosférica e a presença das diferenças horizontais de temperatura. Se for considerada camada atmosférica, limitada acima pela superfície de pressão p2 e abaixo pela superfície de pressão p1, aespessura da camada será dada pela equação (2.17):

z2 – z1 = (RTm/g)ln(p1/p2)

É evidente que a espessura é diretamente proporcional à temperatura média, Tm, da camada

z2 – z1 Tm (4.1)

Onde a constante de proporcionalidade é R/gln(p1/ p2) .

Assim sendo, em regiões quentes a espessura é maior que em regiões frias. Agora, fazendo p1 = 1000 hPa p2 = 500 hPa e admitindo que p1 é a pressão ao nível médio do mar pode-se então determinar a altur2 dasuperfície de pressão p2 por meio da equação hipsométrica.

Seja o caso do ar quente próximo do equador e do ar frio próximo dos pólos (Figura 4.1). A espcamada é máxima nas latitudes equatoriais e mínima nos pólos. Consequentemente, a altura de sup500 hPa é máxima próxima do equador e mínima próxima dos pólos. A inclinação observada da de 500 hPa não é uniforme em todas as latitudes. Isto é resultado do fato de as regiões tropica

aproximadamente, uniformemente quentes e as regiões polares serem, aproximadamente, unifofrias, com uma região de forte contraste horizontal de temperatura em latitudes médias. A máxima da superfície de 500 hPa coincide com a região de forte contraste térmico. Da equação do vento g(3.13), isto leva a fortes ventos de oeste em latitudes médias, em ambos os hemisférios.

Uma situação mais realista, onde a altura da superfície de 1000 hPa varia na direção norte-sul, é ilFigura 4.2. As conclusões são as mesmas que as apresentadas acima, exceto que a altura da superfíhPa não precisa ter um valor máximo próximo do equador nem um valor mínima próximo d


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Novamente, como no caso precedente, os ventos máximos de oeste ocorrem nas latitudes mtroposfera média e superior.

Fig. 4.1. Secção transversal norte-sul simplificada, que mostra a relação entre a espessura da camatemperatura média da camada.

Fig. 4.2. Secção transversal norte-sul que mostra a relação entre espessura da camada e a temperatuda camada para o caso em que p1 varia na direção norte-sul.

Em ambos os casos é evidente que os ventos de oeste, nas latitudes médias, aumentam com o aualtura. Este cisalhamento vertical do vento está relacionado com o gradiente norte-sul de tempeausência de um gradiente horizontal de temperatura resultaria na ausência de cisalhamento vertical.ser ilustrado matematicamente desenvolvendo a equação do vento térmico.

Vento térmico é definido como a diferença entre os ventos geostróficos correspondentes a doidiferentes. O termo “vento térmico” resulta da relação entre o cisalhamento vertical e os grhorizontais de temperatura. Considere-se que o vento está em equilibrio geostrófico aproximadoescoamento é zonal. Para chegar a equação do vento térmico em coordenadas naturais, aplica-se ina equação (3.13) a dois níveis arbitrários, p1 e p2, com geopotencial 1 e 2, respectivamente. Então,

fVg2 = – 2/ n (4.2)

e

fVg1 = – 1/ n (4.3)

com p1 p2 e 2 1. Subtraindo a equação (4.3) da equação (4.2), tem-se:

f (Vg2 – Vg1) = – (( 2 – 1 )/ n (4.4)


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Definindo o vento térmico(VT), como

VT = Vg2 – Vg1

a equação (4.4) pode ser reescrita da seguinte forma

VT = – (1/f ) ( 2 – 1)/ n (4.5)

Por sua vez, VT pode ser expresso em termos de Tm eliminando 2 – 1 entre a equação (4.5) e a equa(2.17), levando a

VT = – (R/f) ln (p1/p2) Tm/ n (4.6)

Esta é uma forma da equação do vento térmico. Em geral, para o caso de ar quente no equador e a pólos, os ventos de oeste aumentam e os ventos de leste diminuem com o aumento da altura. E

palavras, o vetor cisalhamento é orientado para leste em ambos os hemisférios e os ventos tendem mais de oeste com o aumento da altura.

Para aplicação geral do conceito de vento térmico à atmosfera é melhor considerar a equação térmico em sua forma vetorial. Desprezando o termo de aceleração (dV/dt) na equação vetorial movimento em coordenadas de pressão (2.11), o vento geostrófico será dado por:

f k x Vg = – (4.7)

Resolvendo para Vg, tem-se

Vg = 1/fk x (4.8)Se a equação (4.8) for aplicada a dois níveis arbitrários p1 e p2, com os correspondentes geopotenciais1 e

2, subtraindo a equação aplicada a p1 da equação aplicada a p2, tem-se:

Vg2 – Vg1 = 1/fk x ( 2 – 1) (4.9)

Definindo o vetor vento térmico como:

VT = Vg2 – Vg1 (4.10)

e utilizando a equação (4.10) e equação (2.17), a equação (4.9) pode ser reescrita como segue:

VT = (R/f) ln(p1/p2) k x Tm (4.11)

Aplicando a equação (4.11) à troposfera (Figura 4.3) vê-se que o vento térmico é dirigido paraambos os hemisférios. Isto está de acordo com o resultado prévio de que, em geral, os ventos tornade oeste com o aumento da altura.


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Fig. 4.3. Relação entre o gradiente da temperatura média e o vento térmico.

4.3 Diferenças Continentais-Oceânicas (Grande Escala)

Ao lado dos contrastes térmicos gerais norte-sul, existe considerável variação de temperatura nleste-oeste em virtude das diferenças nas propriedades térmicas entre os continentes e os Essencialmente, a água, por ser um fluido, tende a distribuir calor através de uma profundidadegrande por meio da ação de ondas e de correntes de convecção. Então, as temperaturas à supeoceanos e grandes lagos não variam muito em resposta à variação diurna e sazonal da forçante contrastes, áreas continentais mostram variações diurnas e sazonais marcantes que, conjuntamvariações mais suaves nas áreas marítimas, produzem uma sazonalidade significativa nas configucirculação atmosférica.

Nesta seção, consideram-se os efeitos de grande escala da variação sazonal nos contrastes térmicossazonalidade molda as configurações da circulação atmosférica.

Inicialmente desprezam-se os efeitos da rotação e consideram-se somente os efeitos de contrastesDurante o verão, as regiões continentais são mais quentes do que as áreas oceânicas vizinhas. Povalores de espessura, para uma dada camada isobárica, são geralmente maiores sobre os contmenores sobre os oceanos (Figura 4.4a). Isto resulta em pressão relativamente baixa em baixos pressão relativamente alta em altos níveis, sobre os continentes. Os gradientes horizontais deresultantes provocam movimento divergente do ar em altos níveis e movimento convergente do ar eníveis nas regiões continentais. Com base em considerações de continuidade, conclui-se que o mascendente ocorre sobre os continentes. De modo simplificado isto é o que ocorre sobre a AméricaÁfrica do Sul e, num grau menor, sobre a Austrália, de dezembro a fevereiro, parte oriental dosUnidos e platô do Tibete, de junho a agosto.

Considere-se agora a situação de inverno apresentada na Figura 4.4b. Neste caso, o ar sobre os conmais frio do que o ar marítimo vizinho, resultando em valores menores de espessura. Em baixos nív pressão é encontrada em áreas continentais, ao mesmo tempo que a baixa pressão encontra-seníveis. A circulação produz sobre os continentes convergência em altos níveis e divergência em bai


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o que, por continuidade, provoca movimento subsidente nos níveis médios.

Esta discussão é válida em seus aspectos qualitativos para muitas áreas continentais do mundointerior da América do Sul, América do Norte, África do Sul e Ásia Central. Os efeitos da rotaçãcaracterísticas, tais como topografia, modificam o esquema acima discutido. Contudo, como pode

nas cartas médias apresentadas na Figura 4.5, os efeitos térmicos são prontamente detectaobservações, especialmente durante o verão sobre a América do Sul e em ambas as estações sobre ado Norte.

Fig. 4.4. Contrastes térmicos entre regiões continentais e oceânicas e a configuração da circulação verão e b) inverno. Os níveis de pressão p1 e p2 encontram-se na troposfera inferior e superior,respectivamente.


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Fig. 4.5. Cartas médias mensais (1979-1995) do escoamento em 250 hPa para a) janeiro e b) julho. de corrente e isotacas estão indicadas pelas linhas cheias e interrompidas, respectivamente.Uma possível razão para que os efeitos térmicos sejam mais evidentes durante o verão é que o aquesuperfície da Terra resulta em instabilidade convectiva. Correntes de convecção transportaverticalmente, para longe da superfície da Terra, distribuindo o calor dentro da troposfera. Além dascendente frequentemente torna-se saturado e sempre ocorre considerável desenvolvimento de nu precipitação associada.


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O ar ascendente, ao invés de expandir-se e resfriar adiabaticamente, recebe quantidades significcalor à medida que o vapor d’água condensa-se, especialmente na troposfera mais baixa. Este aquecim parcialmente compensa o resfriamento adiabático fazendo com que o ar permaneça relativamente que atinja os altos níveis troposféricos.

É evidente, então, que o aquecimento de verão em regiões continentais ocorre de duas foaquecimento do tipo sensível à superfície da Terra, que é subsequentemente carregado para cicorrentes de convecção e 2) aquecimento do tipo latente em virtude da condensação do vapor d’ágsão os principais fatores que provocam aquecimento nas regiões continentais situadas em relativamente baixas onde o aquecimento solar é mais intenso e o conteúdo de vapor d’água do é maielevado. Portanto, é em baixas latitudes, normalmente nos trópicos, que se observam situações seàs apresentadas na Figura 4.4a.

A situação de inverno é caracterizada pelas baixas temperaturas sobre os continentes. Inicialmentadmitir que o frio resulta de uma perda de calor em virtude do resfriamento radiativo. Este resfriammais pronunciado em latitudes relativamente altas onde o dia de inverno é bastante curto em co

com a noite. Em virtude do resfriamento por baixo produzir condições estáveis (caso do resfradiativo), os efeitos desse resfriamento apenas atingem os níveis mais altos gradualmente. Entãonaquelas latitudes que apresentam condições persistentes favoráveis ao resfriamento radiativo, tcéus limpos, ventos calmos e superfície coberta com neve, é que os efeitos do resfriamento catingem a troposfera superior com características pronunciadas. Desta forma, regiões tais como oAmérica do Norte, a Sibéria e a Antártica mostram cavados de ar superior pronunciados no inverno

Se a área em consideração estiver em latitudes relativamente baixas, de forma que o aquecimentoseja acentuado, e for caracterizada por alta elevação topográfica, tal que durante o inverno a cobneve permaneça no chão, então espera-se que esta região apresente configurações de circulação dede verão semelhantes ás da Figura 4.4. O platô do Tibete na Ásia é o que melhor satisfaz essas cOutras regiões, como a América do Sul, a África e a América do Norte exibem configuraçõesintensas ou no inverno ou no verão, dependendo da latitude.

Em baixas latitudes, os efeitos da rotação são relativamente suaves e a configuração do escoamentorealidade, reverter-se entre o verão e o inverno, de acordo com a Figura 4.4. Isto exemplifica umautêntica e as fases seca e úmida são frequentemente chamadas monções de inverno e verão.

4.4 Diferenças Diurnas de Temperatura - Sistemas de Ventos locais

Os sistemas de ventos locais resultam do aquecimento e resfriamento á superfície, devido á rotaçãoem torno do seu eixo. As variações diurnas de temperatura resultantes são as causas para as brisas mterrestre e ventos vale-montanha.

4.4.1 Brisas Marítima e Terrestre

As brisas marítima e terrestre resultam do aquecimento e resfriamento diferenciais que se estabelea terra e a água. Durante o dia, a radiação solar recebida na superfície da Terra aquece intensamentcontinentais. Em virtude da condução de calor dentro da terra ser um processo lento, umconsiderável do calor fica disponível para aquecer o ar próximo à superfície. Conforme me


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anteriormente, a temperatura da superfície da água não varia muito por causa da habilidade que ade distribuir calor verticalmente pela ação das ondas e das correntes. Além disto, parte desse calo para evaporar água e, desta maneira, a temperatura do ar permanece relativamente fria. Tambéfatores como alto calor específico e transparência da água agem para que a temperatura da s permaneça quase constante. Conequentemente, as áreas continentais experimentam maior aqu

diurno do que aquela que se verifca sobre a água. À noite, as áreas continentais perdem calor aresfriamento radiativo, enquanto sobre a água ocorre pouco resfriamento em virtude de a tempeágua ser praticamente constante.

Como na seção precedente, a aplicação da equação hipsométrica é útil para descrever a circulaçãocom as variações térmicas diurnas. Considerando primeiro a situação diurna, o aquecimento socontinentais resulta em maiores valores de espessura quando comparados àqueles das áreas vizinhas. Desta maneira, pressão relativamente baixa desenvolve-se próximo à superfície sobre o ce pressão relativamente alta encontra-se sobre o oceano. Em níveis mais altos, encontra-se uma direversa de pressão (Figura 4.6a). Como consequência, existe um escoamento no sentido da terra n baixos e um escoamento no sentido do oceano nos níveis altos. Assim sendo, sobre o contine

convergência em baixos níveis e divergência nos altos níveis, produzindo movimento ascendente.verifica-se para a água. Esta situação denota o que se refere comobrisa marítima ao longo de uma cooceânica ou comobrisa lacustre para uma região com água no interior dos continentes, como por exum lago ou uma represa.

A situação noturna é essencialmente oposta à situação diurna. O resfriamento radiativo da superfícisobre o continente resulta em valores menores de espessura sobre o continente do que sobre a águaem baixos níveis, pressão relativamente alta é encontrada sobre o continente e pressão relativamentsobre a água. Em altos níveis a situação reverte-se. Então a noite o escoamento é no sentido do ocea baixos níveis e no sentido do continente nos altos níveis, resultando em movimento subsidente sobrcontinente e ascendente sobre a água, conforme mostra a Figura 4.6b. Isto é chamado circulação debrisaterrestre .


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Fig. 4.6. Diagrama esquemático de brisa marítima ou lacustre (em cima) e brisa terrestre (em baixo)símbolo z representa a espessura da camada contornada pelas superfícies de pressão p1 e p2.

Em geral, as circulações de brisas marítima e terrestre, incluindo o escoamento de retorno em altos estendem-se através de uma profundidade de aproximadamente 3000 m, ou seja, até 700 mb. A proe a intensidade da circulação dependem de fatores adicionais, tais como a situação sinótica geral – gradientede pressão no sentido do continente ou do oceano, condições instáveis ou estáveis.


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Fig. 4.7. Efeitos de escala sinótica na brisamarítima a) sem escoamento médio b) escoamentomédio continente a dentro e c) escoamento médiocontinente a fora.

Fig. 4.8. Efeitos de escala sinótica na brisa terresa) sem escoamento médio b) escoamento médiocontinente a dentro e c) escoamento médiocontinente a fora.

Os efeitos dos gradientes de pressão de escala sinótica no sentido do oceano e do continente são ilunas Figuras 4.7 e 4.8. Note-se que o escoamento médio em direção ao continente resulta em maior penetração da brisa no continente (Figura 4.7b). Esta mesma configuração sinótica retarda a propag brisa terrestre no sentido do oceano (Figura 4.8b). Esta situação é típica das condições ao longo da do Brasil, desde a costa sul da Bahia até o Rio Grande do Norte, especialmente durante os meses dequando os ventos alísios de sudeste são relativamente fortes. A tendência para a convergência noturocorrer da costa e permanecer estacionária explica porque esta região experimenta precipitação predominantemente noturna. Variações sazonais na intensidade dos ventos alísios de sudeste e nas bmarítima e terrestre são, provavelmente em parte responsáveis pelo máximo de precipitação no fim outono e no inverno, verificada em toda esta região.

Para o ciclo total, brisa terrestre - brisa marítima - brisa terrestre, o período é de um dia. Em certaexiste uma tendência para que esta oscilação seja acoplada com os efeitos inerciais. Se for considcampo horizontal de pressão uniforme, então pode-se escrever a equação (3.11) como:

V2/R + fV = 0 (4.12)

Resolvendo para R, tem-se:


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R = – V/f (4.13)

Da equação (4.13) é evidente que o escoamento inercial é anticiclônico em ambos os HemisférioSul; isto é, o escoamento curva-se no sentido horário no Hemisfério Norte e no sentido anti-hHemisfério Sul, O período desta oscilação é dado por:

P = |2 R/V| = | 2 /f|

O perfeito acoplamento entre os sistemas de ventos locais e as oscilações inerciais será verificado shoras.

Uma vez que f = 2sen , = 2 /P, P = 24 horas, tem-se quesen = 1/2 e = 30º (Norte ou Sul). Entem 30ºN ou 30ºS existe perfeito acoplamento entre o sistema de vento local e a oscilação inerHemisférios Norte e Sul isto causa um “looping” anticiclônico no hodógrafo.

4.4.2 Ventos Vale-Montanha

O aquecimento ou resfriamento diferencial das encostas de montanhas e do ar sobre os vales a produzem uma circulação secundária chamada ventos vale-montanha. Aquecimento diurno ao encostas das montanhas resulta numa maior espessura entre as superfícies de pressão sobre essesque naqueles que se encontram na mesma elevação sobre os vales adjacentes. Isto produz mascendente ao longo das encostas das montanhas e movimento subsidente sobre os vales (Figura 4.

À noite, o resfriamento radiativo ao longo das encostas das montanhas resulta em temperaturas mdo que as que encontradas no mesmo nível acima dos vales. Consequentemente, a configuescoamento é a reversa da configuração diurna, levando a movimento subsidente encosta abaixodas encostas das montanhas e movimento ascendente sobre os vales (Figura 4.9b).

Os ventos vale-montanha desempenham um papel importante na determinação da hora do dia em q precipitação convectiva. A maioria das áreas dos vales experimenta uma precipitação máxima noite, enquanto em regiões montanhosas tem um máximo de precipitação durante o dia.

Quando as áreas montanhosas estão situadas próximas a costas marítimas, a circulação vale-montancombina-se com as brisas terrestre e marítima para formar um sistema de vento local bem mais fortacontece ao longo da maior parte da costa leste do Brasil. À tarde, ventos encosta acima auxiliam a penetração continental do ar marítimo associado com a brisa marítima. Isto, combinado com o escogeral no sentido do continente, às vezes resulta numa penetração de ar marítimo que excede 100 kmFigura 4.10 ilustra uma situação típica de inverno ao longo da costa do Estado de São Paulo, onde a

terrestre e marítima combinam-se com os ventos vale-montanha.


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Fig. 4.9. Configuração dos ventos vale-montanha: a) diae b) noite.

Fig. 4.10. Esquema que ilustra uma situaçãotípica de inverno na região costeira do EstadoSão Paulo. A linha quase horizontal sobre o mrepresenta o topo da inversão marítima.

4.5 Massas de Ar

As massas de ar resultam das variações na intensidade do aquecimento, que ocorre próximo à supTerra, assim como da disponibilidade de água. A classificação das massas de ar é baseada nas difetemperatura e umidade. As distribuições verticais de temperatura e de umidade também são importindicar a maneira pela qual as massas de ar formam-se.

Aqui as massas de ar serão classificadas de acordo com a temperatura (polar ou tropical) e com a(marítima ou continental). Os tipos são:

polar continental – cP polar marítima – mP tropical marítima – mT tropical continental – cT

4.5.1 Polar Continental

Esta massa de ar origina-se nas regiões polares dos continentes, tais como a Sibéria, o norte do CAntártica. É formada pelo processo deresfriamento radiativo e é particularmente fria no inverno


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superfície terrestre perde radiação infravermelha para o espaço e, em virtude da radiação solar inchouver alguma, chegar em ângulo oblíquo na superfície, esta resfria-se. Pelo processo de conduçãcontato com a superfície também se resfria. Isto rapidamente estabelece uma taxa de variação vtemperatura bastante estável e, eventualmente, uma inversão é criada.

Simultaneamente, no topo da inversão ocorre um resfriamento radiativo devido à divergência radiativo, enquanto o resfriamento radiativo prossegue na superfície. Isto resulta num aprofundacamada de inversão e, portanto, num aprofundamento de massa de ar. A Figura 4.11 iaprofundamento bem como o resfriamento da massa de ar em função do tempo. O céu deve estar lque o resfriamento radiativo seja significativo.

As características gerais de uma massa de ar polar continental na sua região de origem são:1) fria,2) seca,3) estável,4) geralmente rasa (de 3 a 4 Km de profundidade).

Fig. 4.11. Perfil vertical de temperatura em função do tempo devido ao resfriamento (radiativo) poré a temperatura e z é a altura.

Quando uma massa de ar é deslocada de sua regão de origem, suas características são modificadas psuperfície subjacente. Considere-se agora o que acontece quando uma massa de ar polar continentase em direção ao equador. Em geral, a superfície da Terra é mais quente em latitudes mais baixas, enocorre aquecimento por baixo. Isto atua para instabilizar a porção inferior da massa de ar. Se o aquefor muito intenso, como pode ser o caso durante o outono, o verão e a primavera ou quando a massa

passa sobre regiões constituídas por águas mais quentes, pode ocorrer convecção. Se houver suprimágua para o ar, seja por uma superfície úmida ou por um oceano ou lago descongelado, a convecçãofazer visível através das nuvens cumuliformes que se desenvolvem, geralmente do tipo de bom temessa massa de ar é seca e a mistura ocorre à medida que a massa de ar desloca-se em direção ao equvisibilidades tornam-se excelentes e o céu de um azul brilhante.

Em certos casos, uma grande quantidade de calor e de umidade é fornecida ao ar. Isto ocorre sobre áoceânicas na costa leste da Ásia e da América do Norte, bem como ao longo da costa da Antártica,


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especialmente durante os meses de inverno. Nesses casos a convecção é, com frequência, suficienteforte para romper a inversão, o que resulta no desenvolvimento de cumulunimbus. Enquanto isto ocmassa de ar já foi modificada de tal modo que não mais se parece com a massa de ar original. A maque se forma de maneira acima descrita é chamada polar marítima.

4.5.2 Polar MarítimaEm geral, a massa de ar polar marítima forma-se sobre áreas oceânicas em latitudes altas e médresultado da transformação da massa polar continental. As características gerais desta massa de região de origem são:

1) fria,2) úmida,3) instável,4) profunda (estende-se através da troposfera).

Quando esta massa de ar atinge a costa oeste de um continente ela começa a perder umidade. NoAméricas do Norte e do Sul, o ar é forçado a subir extensas cadeias de montanhas. À medida que ose resfria, ocorre condensação que resulta em precipitação abundante. A influência que as caracterterreno exercem na formação dos fenômeno meteorológicos locais é chamadaefeito orográfico .

No lado leste ou a sotavento das montanhas o ar sofre subsidência e é aquecido por um processo padiabático seco. Em geral, o ar chega na base das montanhas mais quente e mais seco do que emesmo nível a balarvento das montanhas. A diferença na temperatura estaria aproximadamente eququantidade de calor liberado pelo vapor d’água que se condensa à medida que o ar sobe no lado oestencostas. A Figura 4.12 ilustra esquematicamente o efeito orográfico acima descrito.

Fig. 4.12 Diagrama esquemático que ilustra o efeito da topografia no estabelecimento de diferençasclimáticas.

4.5.3 Tropical Marítima


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A massa de ar tropical marítima forma-se sobre águas quentes tropicais ou subtropicais. Uma vez qe a umidade são supridos por baixo, esta massa de ar é caracterizada por convecção. Na sua região ela é:

1) quente,

2)

úmida,3) instável,4) profunda.

A massa de ar tropical marítima é, geralmente, condicionalmente instável, isto é, a partir do levantaar esta torna-se instável convectivamente e nuvens cumulus crescem rapidamente.

Considere-se uma situação de inverno quando os continentes em latitudes médias e altas são bastanmedida que a massa de ar tropical marítima avança em direção ao pólo sobre o continente mais fresfriamento por baixo que resulta em instabilização e, eventualmente, formação de nevoeiro cvisibilidade. Este processo também ocorre em áreas oceânicas. Quando a massa de ar mT move

águas mais frias, nevoeiros muito densos desenvolvem-se. A Inglaterra é famosa pela sua aenevoada, principalmente devido a esse mecanismo.

Durante o verão as situações diurnas e noturnas devem ser consideradas separadamente. À noite, aar é resfriada por baixo e a formação de nevoeiro é comum. Em geral, os nevoeiros de verão tenmenos persistentes e mais rasos que os nevoeiros de inverno. Durante o dia, ocorre forte aquecimrapidamente dissipa qualquer nevoeiro presente e serve para aumentar a instabilidade dessa mainstável. Isto resulta em numerosas pancadas e tempestades. O tempo no verão na maior parte d particularmente na Região Amazônica, é bastante influenciado por esse tipo de atividade.

É a massa de ar tropical marítima que, em virtude do seu alto conteúdo de umidade, provoca umade desconforto e resulta em céus com aparência esbranquiçada, fenômeno este conhecido comnévoaúmida .

4.5.4 Tropical Continental

A massa de ar tropical continental forma-se em regiões desérticas. Suas carcterísticas são:

1) quente,2) seca,3) instável,4) profunda.

É frequentemente encontrada no Saara, na região oeste dos Estados Unidos e, em algum grau, embforma modificada, sobre o interior do Brasil, Bolívia e Paraguai durante o fim do inverno, antes doestação chuvosa.

4.6 Frentes

As massas de ar deixam as suas regiões de origem em resposta às configurações do escoamento em


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altos e baixos. Tem-se como exemplo o esquema ilustrado na Figura 4.13. As massas de ar frio movem direção ao equador a oeste de um cavado de ar superior.

Fig. 4.13 Esquema que ilustra o deslocamento de massas de ar em resposta à configuração do escoem altos níveis.

Quando duas massas de diferentes regiões de origem, e portanto com diferentes características, aprose, uma zona de transição desenvolve-se. Em alguns casos esta zona, chamada zona frontal , é bastanteabrupta enquanto em outros casos ela pode ser bastante gradual.

Quando o ar frio está avançando e substituindo o arquente, a borda anterior da zona frontal é marcada por uma frente fria (Figura 4.14a). Na borda posterior de uma zona frontal quando o ar quenteestá avançando e substituindo o ar frio define-se uma

frente quente (Figura 4.14b). Quando nenhuma dasmassas de ar está avançando, a frente é chamada

frente estacionária (Figura 4.14c). Um cicloneestratropical apresenta uma configuração conformeilustra a Figura 4.15.

Fig. 4.14. Esquema que ilustra a) frente fria, b) frente quenc) frente estacionária, todas para o Hemisfério Sul.


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Fig. 4.15. Configuração à superfície de um ciclone extratropical com as frentes fria e quente associaAs linhas tracejadas representam a distribuição da temperatura média (espessura) da baixa troposfe500 hPa).

Dados de superfície, tais como os de vento, pressão, tendência de pressão, tempo e temperatura sãolocalizar frentes numa carta de superfície. Estes parâmetros são melhores indicadores de frentes

tarde e nas primeiras horas da noite, ou seja, quando o aquecimento da Terra pelo Sol “misturou” qerdas inversões radiativas existentes. Durante as útimas horas da noite e primeiras horas da malgumas estações (possivelmente em virtude da topografia), os ventos podem ser calmos e, potemperaturas serem mais baixas do que se os ventos continuassem a soprar. Este efeito pode dcampo de temperatura à superfície, dificultando a detecção de frentes fracas. Neste caso, a eqespessura torna-se útil. Uma vez que a espessura é dependente da temperatura média da camada, esse uma camada suficientemente espessa, as variações à superfície, tais como as descritas acdistorcerão o valor de Tm de modo apreciável. Assim sendo, a análise de espessura às 12 UTC é muitoanálise de frentes à superfície.

Uma secção transversal ao longo da linha I a II no diagrama apresentado na Figura 4.15 é mostrada

4.16. Nesta seção transversal observa-se que o cavado inclina-se verticalmente sobre o ar frio. Noristo implica uma inclinação para oeste na secção transversal leste-oeste.


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Fig. 4.16. Secção transversal ao longo da linha I a II na Figura 4.15 que mostra a inclinação do cava

o ar frio. Isto é válido para os dois hemisférios.Esta observação pode ser verificada usando a equação do vento térmico

VT = (R/f) ln(p1/p2) k x pTm (4.11)

Lembrando que para o Hemisfério Sul f < 0 e fazendo C = – (R/f) ln(p1/p2)

VT = – C k x pTm (4.12)

Ou seja,

uT = C Tm/ y e vT = – C Tm/ x

Aplicando a equação para vT na região a oeste da baixa em superfície tem-seTm/ x 0 e, portanto, vT < 0Assim sendo vg2 – vg1 < 0, ou seja vg2< vg1. Note-se que imediatamente a oeste da baixa em superfície vg1> 0(vento de sul). Isto implica que em 500 hPa o vento tem uma componente meridional do norte vg2 < 0, parque vg2 – vg1 < 0. Entao, o cavado em 500 hPa esta ao oeste da baixa na superfície e figuras 4.15 e consistentes.

4.7 Corrente de Jato

A corrente de jato é uma corrente de ar de alta velocidade normalmente encontrada próximo à trentre 30º e 60º de latitude. Para compreender a formação de uma corrente de jato, serão emprequação do vento térmico e as características observadas da atmosfera.

Destacam-se as seguintes características atmosféricas:


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1) Dentro da troposfera a temperatura é mais alta próxima do equador e decresce em direção pólos bem como para cima. O decréscimo vertical de temperatura é chamadotaxa de variaçãovertical de temperatura e é definido como = – T/ z.

2) A tropopausa é mais elevada no caso de massas de ar quente e mais baixa no caso de ma

frio. Como na vertical a temperatura decresce muito mais rapidamente do que na horitropopausa é mais fria quando é mais alta, e mais quente quando é mais baixa.

3) Em virtude de a altura da tropopausa variar com a latitude e a taxa de variação vertemperatura na baixa estratosfera ser próxima de zero, o gradiente horizontal (Ntemperatura na baixa estratosfera reverte-se com o ar mais quente encontrando-se no pómais frio nos trópicos.

Estas características são ilustradas nas Figuras 4.17, 4.18 e 4.19.

Fig. 4.17. Diagrama esquemático que ilustra o gradiente de temperatura e a altura da tropopausa emda latitude.

Fig. 4.18. Variação típica da temperatura em função da altura nas latitudes tropicais (linha interromp polares (linha cheia).


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Fig. 4.19. Diagrama que ilustra as isotacas (linhas interrompidas) e a tropopausa (linha cheia ffunção da latitude e altura. A corrente de jato está indicada pela letra J.


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5. DESENVOLVIMENTO DE CICLONES E ANTICICLONES

5.1 Introdução

Para um certo dia, as análises de superfície em latitudes médias de ambos os hemisférios são cara

por uma série de ciclones e de anticiclones, alguns dos quais são intensos, enquanto outros são relafracos. Uma sequência de análises de superfície mostraria que alguns dos sistemas fracos intensenquanto outros ou mantém sua intensidade anterior ou enfraquecem. Neste capítulo a atenfocalizada no desenvolvimento dos sistemas, compreendendo tanto a dissipação quanto a intensific

As condições necessárias, embora não suficientes, para a intensificação dos ciclones (anticiclatitudes medias são: 1) a presença de uma zona baroclínica ou frontal e 2) a aproximação de um(crista) de ar superior. Inicialmente será discutida a estrutura vertical dos sistemas de pressão e sucom o movimento vertical de modo consistente com as considerações hidrostáticas feitas no capítul

5.2 Estrutura Vertical de Sistemas Extratropicais

Conforme discutido no capítulo 4, os sistemas de baixa (alta) pressão inclinam-se em direção (quente) à medida que a altura aumenta. Em breve será visto que esta inclinação é necessária paraintensificação, o que implica conversão de energia potencial para energia cinética.

Outra consequência da baroclinia, discutida no capítulo anterior, é que os ventos de oeste aumemagnitude com o aumento da altura. Uma vez que se observa que os sistemas sinóticos movem-velocidade aproximadamente igual à do vento médio na troposfera, o cisalhamento vertical prodregiões de baroclinia implica que o ar em baixos (altos) níveis move-se mais vagarosamente (rapdo que os sistemas de pressão. Esta mudança de posição do ar relativa aos sistemas de pressão rvariações de vorticidade acompanhando-se o movimento do ar as quais, mediante a Equaçãdesprezando o termo de inclinação, implica a existência de divergência ou de convergência.

d/dt (ζ+ f) =-(ζ + f) p V (5.1)

A situação para os baixos níveis é esquematicamente ilustrada na Figura 5.1

Na frente dos sistemas de baixa pressão à superfície o ar ganha vorticidade ciclônica que, da Equaimplica convergência. Na retaguarda de um sistema de baixa pressão à superfície, o ar ganha vanticiclônica (ou perde vorticidade ciclônica). Isto implica divergência. Similarmente, na vanguarsistema de alta pressão à superfície, o ar está ganhando vorticidade anticiclônica e, portanto, é denquanto na retargurada de um sistema de alta pressão o ar está perdendo vorticidade anticiclônicsendo, o ar deve ter convergência. Esta característica é verdadeira em ambos os hemisférios e é gena Figura 5.2.

Uma outra forma de chegar a tais conclusões envolve a expansão da derivada total na equação função dos termos de variação local e de variação advectiva. Uma vez que a variação advectiva dmagnitude do vento e a variação local depende do deslocamento do sistema, conclui-se que em baio termo de variação local domina o termo de variação advectiva. Então, a equação (5.1) pode snum sentido qualitativo, como:


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/ t (ζ+ f) -(ζ + f) p V (5.2)

Assim sendo,

/ t (ζ+ f) 0 divergência

Hemisfério Norte / t (ζ+ f) 0 convergência

/ t (ζ+ f) 0 convergênciaHemisfério Sul

/ t (ζ+ f) 0 divergência

Fig. 5.1. Diagrama esquemático que mostra as trajetórias do ar em baixos níveis, relativas ao movimsistemas de pressao no hemisfério sul: a) sistema de baixa pressão, e b) sistema de alta pressão.

Fig. 5.2. Diagrama equemático que ilustra as variações de vorticidade seguindo-se o movimento dníveis troposféricos inferiores (por exemplo, 850 hPa). A necessária convergência ou divergê


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acompanha as variações de vorticidade, é indicada.

Se agora a equação (5.1) for aplicada aos níveis troposféricos superior, onde a magnitude dosconsideravelmente maior do que a taxa de deslocamento dos sistemas de pressão, verifica-se na cavados que o ar está ganhando vorticidade anticiclônica enquanto atrás dos cavados está g

vorticidade ciclônica (Figura 5.3).Como no exemplo para baixos níveis, pode-se também chegar às configurações de converdivergência, ilustrada na Figura 5.3, primeiro expandindo a derivada total da equação (5.1) em futermos advectivos e de variação local. Contudo, em contraste com os baixos níveis, nos níveis tropsuperiores as variações advectivas são maiores do que as variações locais de vorticidade em virtudemagnitude do vento. Neste caso, uma forma aproximada para a equação (5.1), será:

V (ζ + f) - (ζ+ f) p V (5.3)

Ou seja,

AQ (ζ+ f) p V (5.4)

Onde AQ = - V ( + f) é a advecção da componente vertical da vorticidade absoluta, representadAV na Figura 5.3. Da equação(5.4) vê-se que existe uma relação entre a advecção de vorticidivergência nos níveis troposféricos superiores.

Fig. 5.3. Diagrama esquemático que ilustra as variações de vorticidade seguindo-se o movimento d


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níveis troposféricos superiores (200 a 300 hPa). A necessário convergência ou divergência, que acas variações de vorticidade, é indicada.

Para o Hemisfério Norte, a advecção de vorticidade positiva (AV+) é encontrada a leste (corrente a eixo de um cavado. Isto implica divergência, visto que (ζ + f) 0. A advecção de vorticidade nega

(AV ) é encontrada a leste (corrente a baixo) do eixo de uma crista. Isto implica convergência nsuperiores nesta região. Para o Hemisfério Sul, encontra-se AV+ a leste de uma crista e AV a leste de umcavado. Contudo, uma vez que no Hemisfério Sul (ζ + f) 0, AV+ implica convergência e AV implicdivergência. Pode-se concluir que para ambos os hemisférios geralmente existe, em altos níveis, dia leste de um cavado e convergência a leste de uma crista, conforme ilustrado na Figura 5.3.

Nos níveis troposféricos médios (500 a 600 hPa) o termo de variação local,/ t (ζ+ f), é aproximadamenigual ao termo de variação advectiva, -V (ζ + f). nestes níveis há pouca divergência ou convergêncequação (5.1) pode ser aproximada por:

d/dt (ζ + f) 0 (5.4)

O nível para o qual a equação (5.4) é válida chama-se nível de não-divergência (NND). Em geral,é função do espaço e do tempo. Portanto, só se pode admití-lo em 500 hPa se for do pontoqualitativo.

Considere-se uma secção transversal vertical leste-oeste (Figura 5.4) com cavados e cristas inclinoeste em função da altura, de modo consistente com as condições hidrostáticas. Na frente dosverifica-se convergência em baixos níveis e divergência em altos níveis, enquanto na frente das crisdivergência em baixos níveis e convergência em altos níveis. Aplicando a equação da continuida pode-se utilizar a configuração de divergência/convergência ilustrada na Figura 5.4 para se assdireção do movimento vertical.

A equação (2.21) pode ser reescrita da seguinte forma:

/ P = - p V (5.5)

Fig. 5.4. Secção transversal vertical leste-oeste idealizada que ilustra as configurações de convedivergência relativas as cristas e aos cavados. As flechas indicam o movimento vertical conforme


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na equação da continuidade. NND significa o nível de não-divergência.

Em regiões onde ocorre convergência horizontal, a equação (5.5) implica/ P 0. De modo semelhanonde ocorre divergência horizontal,/ P 0. Se for admitido que é aproximadamente zero na superfda Terra e na tropopausa ( 200 hPa), obtêm-se os perfis verticais de dados na Figura 5.5. Na vangua

de um sistema de baixa pressão à superfície, a convergência em baixos níveis e a divergência em adão origem a movimento ascendente ( 0) em níveis médios (Figura 5.5a). De modo semelhanvanguarda de um sistema de alta pressão à superfície, divergência em baixos níveis e a convergaltos níveis dão origem a movimento subsidente( 0) em níveis médios.

Lembrando que à superfície ar quente é encontrado na frente dos sistemas de baixa pressão e encontrado na frente dos sistemas de alta pressão, tem-se que o ar quente sobe e o ar frio desequivalente a dizer que existe uma redução no nível do centro de massa ou que a energia potendiminuindo. Admitindo-se que não há dissipação de energia, é necessário que se tenha, para a situadescrita, um aumento de energia cinética, que é equivalente à intensificação do sistema. Pela Figuse que há uma forte tendência para que a divergência em altos níveis fique posicionada diretamente

sistema de baixa pressão o que, na ausência de mecanismos de dissipação próximo à superfície da seria caracterizado nem por convergência e nem por divergência. Portanto, haveria uma tendência pum saldo de divergência na coluna troposférica acima da baixa em superfície, o que resultatendência negativa de pressão no centro da baixa.

Analogamente, acima de um sistema de alta pressão haveria tendência para ocorrer saldo de conque resultaria em tendência positiva de pressão, no cento da alta. Portanto, a situação ilustrada na Fé propícia para intensificação de sistemas de pressão à superfície.

Fig. 5.5. Perfis verticais do movimento vertical, ω, para a) região na vanguarda de um sistema pressão à superfície e b) região na vanguarda de um sistema de alta pressão à superfície.

Quando os efeitos do atrito são considerados, nota-se que o ar tende a convergir (divergir) para ode baixa (alta) pressão à superfície. Em geral, a convergência ou divergência por atrito se opõe aosdivergência ou da convergência em altos níveis, atuando assim para retardar o desenvolvimento de de anticiclones em latitudes médias.

5.3 Equação de Desenvolvimento de Cicones e anticiclones

Em grande parte a ciclogênese, que se observa na baixa troposfera, ocorre em associação com zonde superfície. Em conjunção com um ciclone em desenvolvimento também encontra-se uma


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advecção de vorticidade ciclônica nos níveis troposféricos superiores. Estes são os principainecessários para produzir um ciclone extratropical.

Existem outros fatores que contribuem para o desenvolvimento. Eles são de natureza essencsecundária e, em geral, somente servem para modificar os sistemas existentes. Neste categoria enc

fatores como o aquecimento do tipo sensível em virtude da superfície subjacente e o aquecimatmosfera por liberação de calor latente devido à condensação. Nessa seção a derivação da equação que descreve o desenvolvimento de ciclones e anticiclones é autilizado pou Sutcliff e Petterssen (Petterssen, 1956, Capítulo 16, Vol. 1).

Inicialmente admite-se que a quantidade de divergência/convergência é proporcional à desenvolvimento. Pela equação de vorticidade, sabe-se que a quantidade de convergência/dive proporcional à taxa de produção de vorticidade absoluta (ciclônica/anticiclônica) ou

d/dt (ζ + f) =- (ζ + f) p V (5.6)

Considere-se um sistema de coordenadas fixo com respeito ao sistema de superfície (ciclone ou anDefini-se ζ + f = Q e Q/ t como a taxa local de variação de vorticidade neste sistema (este termo repintensificação). Defini-se tambémC como o vetor velocidade do sistema de pressão.

Desta forma, a taxa de variação de Q com respeito à Terra (Q/ t) será igual à taxa de variação local de Qsistema de coordenadas do ciclone (Q/ t) mais a variação de Q em virtude da translação do ciMatematicamente isto é dado por:

Q/ t = Q/ t – C Q (5.7)

Na ausência de intensificação, as variações locais em Q ocorrem somente em virtude do movimsistemas de pressão.

Como o interesse é na ciclogênese em superfície, a equação (5.7) será aplicada ao nível de 1Resolvendo (5.7) para o termo intensificação, temos

Q0/ t = Q0/ t + C Q0 (5.8)

onde Q0 é a componente vertical da vorticidade absoluta no nível de 1000 hPa.

A atenção será focalizada para obtenção de uma expressão paraQ0/ t. Para chegar a esta expressão util

se a equação da vorticidade, aplicada ao nível de não-divergência (NND), e a definição de vento tvento térmico fornece o acoplamento vertical dos sistemas troposféricos mais baixos com os sistroposfera média e superior.

A equação (5.6), aplicada ao NND, pode ser expandida em coordenadas de pressão

Q/ t + V pQ + Q/ P = 0 (5.9)


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Defini-se o vento térmico entre 1000 hPa e o NND ( 500 hPa), como:

VT = V – V0 (5.10)

OndeV0 é o vento geostrófico em 1000 hPa eV é o vento geostrófico no NND.

Resolvendo a equação (5.10) paraV, tem-se

V = VT + V0 (5.11)

Fazendo o rotacional da equação (5.11), resulta em

x V = x VT + x V0 (5.12)

Fazendo o produto escalar entre a equação (5.12) e o vetor unitáriok e somando f a ambos os ladosequação

k ( x V) + f = k ( x VT) + k ( x V0) +f (5.13)

ou seja,

Q = ζT + Q0 (5.14)

onde ζT é a vorticidade relativa do vento térmico.

Substituindo esta expressão para Q no primeiro e no terceiro termos da equação (5.9) leva a:

ζT / t + Q0/ t + V pQ + ( ζT/ P) + ( Q0/ P) = 0 (5.15)Resolvendo a equação (5.15) paraQ0/ t, tem-se:

Q0/ t = - ζT / t - V pQ - ( ζT/ P) - ( Q0/ P) (5.16)

Por ser a vorticidade em 1000 hPa, Q0 não é função da pressão. Então,Q0/ P = 0. Analogamente, comdefinido acima, ζT é a vorticidade relativa do vento térmico, definido para uma certa camada de constante, então o termoζT/ P = 0. Na prática, o NND não é encontrado num nível particular e, porcamada de pressão não é constante. Estimativas já feitas demonstraram que o termo ( ζT/ P) é muit pequeno e não contribui de modo significativo.

Defini-se:

AQ = -V pQ (5.17)

Como a advecção de vorticidade no NND. Pode-se então escrever a equação (5.16) de modo signifi

Q0/ t = - ζT / t + AQ (5.18)


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Com base na equação (5.18) nota-se que a variação local de Q0 depende da variação local da vorticidrelativa do vento térmico, bem como, da advecção de vorticidade absoluta no NND. A vorticidade rvento térmico pode ser determinada a partir da carta de espessura e sua variação local pode ser inmovimento esperado da configuração (Figura 5.6). Como é evidente na Figura 5.6, a vorticidade r

vento térmico (ζT) é anticiclônica na região dos sistemas de baixa pressão à superfície. Na regsistemas de alta pressão ζT é ciclônica. Portanto, na frente de um sistema de baixa pressão que aproximando, ζT está se tornando mais anticiclônica e, da equação (5.18), isto implica que Q0 está stornando mais ciclônica.

Se a configuração da espessura permanecesse constante no tempo, então o sistema de pressão simsofreria uma translação numa taxa que depende deζT / t. Contudo, este não é geralmente o c Normalmente, a advecção fria atrás de uma frente fria e a advecção quente na frente de uma frencombinam-se, tal que ζT / t 0 no centro da baixa. Isto resulta em intensificação do sistema de pressão à superfície.

A advecção fria na retarguarda da frente fria também serve para intensificar o cavado notroposféricos médios e superiores, pelo abaixamento da altura geopotencial. De modo análogo, aquente na vanguarda de uma frente quente serve para amplificar uma crista em altos níveis. Como a advecção de vorticidade nos níveis troposféricos médios e superiores e a divergência nos níassociadas estão aumentando, resultando num movimento vertical intensificado e num deslocamrápido do sistema de pressão.

Fig. 5.6. Tendência da vorticidade em 1000 hPa relacionada com a variação local de vorticidade rvento térmico para: a) Hemisfério Norte e b) Hemisfério Sul.

Para obter uma equação matematica mais conveniente paraζT / t, Sutcliff fez uso da Primeira LeiTermodinâmica (equação 2.9)

d*H = C pdT – 1/ dp (5.19)

onde d* representa uma diferencial inexata. Dividindo esta expressão por C pdt, obtêm-se:

(1/C p) d*H/dt = dT/dt – (1/ C p) (5.20)


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onde = dp/dt. Pode-se usar a equação (5.19) para mostrar que a taxa de variação vertical de temadiabática em coordenadas de pressão é dada por:

d= T/ p = 1/ C p (5.21)

Substituindo a equação(5.21) na equação(5.20), tem-se:dT/dt = (1/C p) d*H/dt + d (5.22)

Lembre-se que tanto a temperatura como o vento térmico são relacionados com a espessura. Portanta equação hidrostática para substituir T na equação (5.22), obtêm-se, mediante integração, uma etendência da espessura a partir da qual é possível derivar uma expressão paraζT / t.

Expandindo o lado esquerdo da equação (5.22), tem-se:

T / t + V pT + ( T/ P) = (1/C p) d*H/dt + d (5.23)

Resolvendo paraT / t e substituindo por T / P

T / t = - V pT + ( d - ) + (1/C p) d*H/dt (5.24)

Da equação hidrostática (2.13), obtêm-se uma espressão para T

T = g/R ( z/ lnp) (5.25)

Substituindo a equação (5.25) na equação (5.24),resulta em

-g/R ( z / lnp) = - g/R(V p[ z / lnp]) + ( d - ) + (1/C p) d*H/dt (5.26)

Mediante integração da equação (5.26) entre dois níveis de pressão p0 e p, o termo do lado esquerdo torna

-g/R ⌠lnp (∂[∂z/∂lnp]/∂t) dlnp =-g/R[ (z -z0) / t] (5.27)⌡lnp0

Note-se que / t pode ser trazida para fora da integral porque a avaliação é feita à pressão constantevez, o primeiro termo no lado direito da equação (5.26), torna-se

g/R⌠lnp V• p (∂z/∂lnp)dlnp = g/RVm• p (z - z0) (5.28)⌡lnp0

ondeVm representa o vento médio para a camada entre p0 e p. Defini-se a advecção da espessura como

A∆z ≡ – Vm• p (z - z0) (5.29)

Com esta definição pode-se reescrever a equação (5.28) na seguinte forma


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g/R⌠lnp V• p (∂z/∂lnp)dlnp = – g/R A∆z (5.30)⌡lnp0

Os outros termos no lado direito da equação (5.26), tornam-se

⌠lnp

(γd – γ) ωdlnp = [(γd – γ) ω]m ln(p/p0) (5.31)⌡lnp0 e

– (1/c p)⌠lnp (d*H/dt) dlnp = (1/c p) (d*H/dt)m ln(p/p0) (5.32)⌡lnp0

Portanto, após integração, a equação (5.26) pode ser escrita como segue

-g/R[ (z -z0) / t] = – g/R A∆z + {[(γd – γ) ω]m + (1/c p) (d*H/dt)m } ln(p/p0) (5.33)

ou ainda,

g/R[ (z -z0) / t] = g/R A∆z+{[(γd – γ) ω]m + (1/c p) (d*H/dt)m } ln(p0/p) (5.34)

A equação (5.34) é a equação de tendência da espessura. No caso de advecção fria, AZ 0, o que implic(z-z0)/ t 0. No caso de advecção quente, AZ 0 e, portanto, (z-z0)/ t 0. Em condições atmosféri

estáveis, d, tem-se que o movimento subsidente ( 0) leva a (z-z0)/ t 0 e o movimento ascende( 0) leva a (z-z0)/ t 0. Também, se o calor estiver sendo adicionado à camada, seja em virtliberação de calor latente ou seja por aquecimento sensível por baixo, a tendência da espessura será

Para obter a vorticidade relativa do vento térmico, usa-se o fato de que para o escoamento geosvorticidade geostrófica é

ζg = (g/f) 2z (5.35)

Portanto, a vorticidade relativa do vento térmico pode ser escrita como

ζg = (g/f) 2(z – z0) (5.36)

Fazendo o laplaciano da equação (5.34), tem-se

g/R[ 2 (z - z0) / t] = g/R 2A∆z+ 2{[(γd – γ) ω]m + (1/c p) (d*H/dt)m } ln(p0/p) (5.37)

Defini-se

S ≡ [(γd – γ) ω]m ln(p0/p) (termo de estabilidade) (5.38)

e

H ≡ (1/c p) (d*H/dt)m ln(p0/p) (termo de aquecimento diabático) (5.39)


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Resolvendo a equação (5.37) paraζT / t, tem-se

ζT / t = (g/f) 2A Z + (R/f) 2S + (R/f) 2H (5.40)

Substituindo a equação (5.40) na equação (5.18), tem-se

Q0 / t = - (g/f) 2A Z - (R/f) 2S - (R/f) 2H + AQ (5.41)

Esta expressão fornece a variação local da vorticidade absoluta em 1000 hPa. Substituindo-se a(5.41) na equação (5.8) leva a:

Q0/ t = AQ – (g/f) 2A Z – (R/f) 2S – (R/f) 2H +C Q0 (5.42)

Esta é aequação de desenvolvimento de ciclones e anticiclones , onde:

Q0/ t é a intensificação,

AQ é a advecção de vorticidade absoluta no NND,

2A Z é o laplaciano do campo de advecção de espessura,

2S é o laplaciano do campo de movimento vertical adiabático,

2H é o laplaciano do aquecimento diabático,

C Q0 é a variação em Q0 devida à translação.

Na seção seguinte cada termo da equação (5.42) será referido como:

AQ termo de advecção de vorticidade,

– (g/f) 2A Z termo de advecção de espessura,

– (R/f) 2S termo adiabático,

– (R/f) 2H termo diabático,

C Q0 termo de deslocamento

5.4 Aplicação da Equação de Desenvolvimento

Na atmosfera real todos os termos da equação de desenvolvimento agem simultaneamente. Contuem vista a simplicidade, cada termo será tratado independentemente com o objetivo de anacontribuição para o desenvolvimento de ciclones e anticiclones.


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5.4.1 Efeitos Diabáticos

Considere-se inicialmente os efeitos do aquecimento diabático. Conforme definido anteriormentediabático é – (R/f) 2H, que pode ser escrito como proporcional às variações de vorticidade no nível hPa. Se este termo for positivo no Hemisfério Norte ou negativo no Hemisfério Sul, então hav

contribuição à produção de vorticidade ciclônica. – (R/f) 2H 0 para uma fonte de calor

Hemisfério Norte – (R/f) 2H 0 para um sumidouro de calor

– (R/f) 2H 0 para um sumidouro de calorHemisfério Sul

– (R/f) 2H 0 para uma fonte de calor

Uma massa de ar frio que passa sobre uma massa de água relativamente quente é aquecida por baium caso de aquecimento diabático onde a água atua como fonte de calor. Esta situação frequeocorre no Golfo do Alasca durante o inverno do Hemisfério Norte. Também ocorre no inverno, emboforma menos acentuada, nos Estados Unidos (grandes lagos e frequentemente ao longo da costa Golfo do México, a leste do Japão e próximo à costa da Antártica. Como será visto em breve,diabático é também significativo nas regiões sujeitas às circulações de monções.

No termo diabático, H pode ser interpretado como a quantidade de calor fornecida a uma amoseguindo o seu movimento. Considere-se o caso do Mar Weddell perto da Antártica (Figura 5.7). inverno, existe muito pouca radiação solar incidente para aquecer a superfície do continente enqu

quantidade significativa de radiação (infravermelha) é perdida para o espaço. Consequentesuperfície resfria-se e o ar em contato com ela cede energia para a superfície. Então, o interior do(de fato, todas as regiões interiores dos continentes em altas latitudes) atuam como um sumidouro portanto, como uma região favorável para atividade anticiclônica.

Fig. 5.7. Diagrama esquemático do Mar Weddell durante o inverno quando águas relativamenteatuam como uma fonte de calor, enquanto regiões continentais atuam como sumidouros de calor.

Á medida que a camada de ar frio torna-se mais e mais profunda, a pressão à superfície sobe. Eveno ar começa descer as geleiras catabaticamente (encosta abaixo) e escoa em direção à costa oceân


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campo de vento em altos níveis for orientado de forma a ajudar o movimento do ar frio, então o percorrer uma distância considerável além da costa em direção ao oceano.

À medida que o ar passa sobre águas mais quentes, ele recebe calor da superfície subjacente. O Maatua como uma fonte de calor, sendo portanto, uma região favorável para a atividade ciclônica.

É de interesse examinar como o termo diabático é avaliado neste caso. Considere-se um escoamenà costa, dirigido para o oceano, e admita-se que a costa é reta. Seja y esta direção, então:

– (R/f) 2H = ( – R/f) 2H/ y2 = ( – R/f) / y ( H/ y) (5.43)

Se o calor adicionado for plotado como função de y, pode-se avaliar o termo diabático. O aqudiabático mais intenso (Figura 5.8) ocorre a alguma distância da costa. Mais longe, no sentido dmenos aquecimento ocorre pelo fato do aquecimento ser dependente do contraste de temperatura aé menor distante da costa.

A ocorrência frequente da atividade ciclônica no Mar Weddell é auxiliada pela forma da costa.regiões que possuem linhas costeiras côncovas tem maior atividade ciclônica devido ao laplaaquecimento diabático ser muito maior, pois um máximo de aquecimento ocorre tanto na direção xdireção y.

Fig. 5.8. Avaliação do termo diabático: a) H, b)H/ y e c) 2H/ y2


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Um exemplo de como a fonte de calor afeta um sistema em movimento é o caso dos sistemas de al polares frios que se aproximam da costa leste dos continentes (Figura 5.9). À medida que a aproxima-se da costa, o ar à leste do centro da alta começa a passar sobre águas relativament(Figura 5.9b). Este ar é aquecido por baixo e perde vorticidade anticiclônica (as isóbaras começamsua curvatura anticiclônica e podem, em alguns casos, desenvolver curvatura ciclônica). Na ocasião

centro da alta atinge a água, o sistema pode ter-se enfraquecido consideravelmente pelo aqudiabático (Figura 5.9c).

Por outro lado, se um sistema de baixa pressão começa a aproximar-se da costa leste, ele será int por aquecimento diabático. Em geral, as regiões ao longo da linha costeira oriental dos continciclogenéticas. Entre elas incluem-se a região a leste do Japão, a região próxima do Cabo Hatterasdo Norte, EUA) e a região a leste do Mar del Plata (Argentina). Em todas elas, são encontradquentes que se originam em latitudes tropicais.

Uma vez que o termo diabático é o laplaciano do calor suprido ou removido, somente a adição oude calor não muda, necessariamente, a vorticidade. É aconfiguração do suprimento de calor que

importante na produção da ciclogênese ou da anticiclogênese.Retornando à situação do Mar de Weddell, admita-se que em vez da curva suave, apresentada na Fifosse escolhido um valor constante para o calor removido sobre a terra, e um outro valor constancalor fornecido sobre a àgua. Então o gráfico correspondente de H pareceria como mostrado na FigA inclinação de H é nula em toda parte, exceto no ponto de singularidade correspondente à costa. Éque, o laplaciano de H é zero, e os efeitos diabáticos não contribuem para o desenvolvimento de anticiclones.

Fig. 5.9. Efeitos do aquecimento diabático num sistema de alta pressão à medida que ele se aproximcosta leste de um continente, no inverno.

Fig. 5.10. Caso hipotético de aquecimento constante sobre a água e resfriamento constante sobre


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que não leva à intensificação nem ao aquecimento (2H = 0).

É intuitivamente óbvio que a situação acima não é realista. A água rasa próxima à costa será algodo que as águas mais profundas nos pontos mais distantes da costa e, então, suprirá menos calor Também, à medida que a massa de ar entra em equilíbrio com a superfície do mar, menos calor ser

para o ar. Portanto, um máximo no aquecimento ocorrerá a uma pequena distância para fora Analogamente, a influência marítima manterá a terra próxima da costa um pouco mais quente que O efeito adicional de aquecimento devido à subsidência, à medida que o ar frio escoa pelos vmontanhas, tende a situar a área de máxima perda de calor no interior do continente. Portanto, a coninicial (Figura 5.8a) é uma aproximação razoável para o que ocorre.

O termo diabático contribui fortemente quando a costa assume a forma de uma baía ou penísula. Cse a região sub-continental da Índia durante o verão. A terra é fortemente aquecida e as temperaturavalores maiores do que 40ºC, enquanto a água circundante permanece entre 25ºC e 30ºC. O esnormal de verão sobre a Índia é de oeste. À medida que este ar atravessa a Índia ele é aquecido poque gera vorticidade ciclônica.

O termo diabático também inclui o aquecimento devido à liberação de calor latente de condensaaquecimento é máximo em sistemas de baixa pressão nas latitudes médias, abundantes em umaquecimento pela liberação de calor latente serve para intensificar ciclones. No caso de furacõsuprimento de calor que serve como principal fonte de energia para o sistema (o ar que serapidamente em direção ao centro traz grandes quantidades de vapor d` água, que se condensa à mo ar sobe). O aquecimento diabático em furacões é máximo nas torres convectivas profundas que s próximo do “olho” do sistema. Então, o desenvolvimento máxim

03 inmet course portuguese capitulo 3

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