AQUECIMENTO DIFERENCIAL
Lecture 5
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.
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 p2 e abaixo
pela superfície de pressão p1, a espessura da camada será dada pela
equação (17):
z2 – z1 = (RTm/g)ln(p1/p2)
A espessura é diretamente proporcional à temperatura média, Tm, da camada
z2 – z1  Tm
Onde a constante de proporcionalidade é R/g ln(p1/ p2).
Assim sendo, em regiões quentes a espessura é maior que em regiões
frias. Meteorologistas sinóticos muitas vezes definem p1 = 1000 hPa (perto
da superfície) and p2 = 500 hPa (média troposfera).
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.
500 hPa
z2 – z1 grande
z2 – z1 pequena
frio
quente
z2 – z1 pequena
frio
1000 hPa
SP
EQ
NP
• 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).
Média Zonal: Secção Tempo-Latitude
1000-500 hPa Espessura (Reanalysis-1)
Gradiente de
temperatura
relativamente
fraco
Gradiente de
temperatura
relativamente
forte
Gradiente de
temperatura
relativamente
fraco
Gradiente de
temperatura
relativamente forte
Gradiente de
temperatura
relativamente
fraco
Gradiente de
temperatura
relativamente forte
Média Zonal: Secção Tempo-Latitude
200 hPa Vento Zonal (u) (Reanalysis-1)
A equação do Vento Geostrófico é:
fVg = – ∂/∂n, or Vg = –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.
• 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.)
Média: 1979-1995
1000-500-hPa
Espessura
Média:1979-1995
500-hPa
Linhas de corrente
e Isotacas
Média: 1979-1995
1000-500-hPa
Espessura
Média:1979-1995
500-hPa
Linhas de corrente
e Isotacas
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).
Média Zonal: Secção Tempo-Latitude
500 hPa Vento Zonal (u) (Reanalysis-1)
Média Zonal: Secção Tempo-Latitude
200 hPa Vento Zonal (u) (Reanalysis-1)
Média Zonal: Secção Tempo-Latitude Vento Zonal
P
Latitude
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:
Vg2 and 2 como o vento geostrófico e altura geopotencial no nível
de pressão 2
Vg1 and 1 , como o vento geostrófico e altura geopotencial no nível
de pressão 1.
Então,
Vento Térmico (cont.)
fVg2 = – ∂2/∂n
e
fVg1 = – ∂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 Vg = –  
(40)
Resolvendo para Vg temos
Vg = 1/f (k x   )
(41)
Se aplicarmos a equação (41) aos níveis de pressão p1 e p2 temos
Vg2 – Vg1 = 1/f k x ( 2 – 1)
(42)
Agora definindo vetor vento térmico como
VT = Vg2 – Vg1
(43)
Substituindo (43) e (17) em (42) obtêm-se
Vento Térmico (cont.)
VT = (R/f) ln(p1/p2) k x  Tm or VT  (1/f)k x  Tm
(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.
Frio
N
VT
 Tm
Quente
Equador
 Tm
S
Frio
VT
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".
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.
Verão
p2
Frio
Quente
Frio
p1
oceano
continente
oceano
Leste
• 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.
Verão
B
p2
Frio
p1
A
A
Quente
B
B
Frio
A
Leste
• 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.
Inverno
p2
p1 Quente
Frio
Quente
Leste
• 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.
Inverno
p2
A
p1Quente
B
L
A
Frio
Quente
A
B
Leste
• 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.
Ámérica do Norte
Inverno
Verão
N
VT
VT
Quente
 Tm
 Tm
Frio
 Tm
 Tm
Continente
VT
VT
Ámérica do Sul
Verão
N
 Tm
Quente
VT
Continente
 Tm
VT
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)
Cartas médias mensais
(1979-1995) do escoamento
em 250 hPa para janeiro e
julho.
As linhas de corrente e
isotacas estão indicadas
pelas linhas cheias e
interrompidas,
respectivamente.
•
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 d’água 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 d’água. 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 d’água do ar é mais elevado.
•
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.
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.
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
A
A
A
T
A
A
T
T