Movimentos de Escala Sinótica I: Análise Quase-Geostrófica/A estrutura observada de circulações extratropicais

Movimentos de Escala Sinótica I: Análise Quase-Geostrófica/A estrutura observada de circulações extratropicais

O interesse primário de meteorologia dinâmica é interpretar a estrutura observada de movimentos atmosféricos de grande escala em termos das leis físicas que governam os movimentos. Estas leis, as quais expressam a conservação de momento, massa e energia, determinam completamente as relações das quantidades dos campos de pressão, temperatura  e velocidade. Essas relações são um tanto complicadas mesmo quando a aproximação hidrostática (a qual é válida para sistemas meteorológicos de grande escala) é aplicada.  Para movimentos de escala sinótica extratropical, entretanto, as velocidades são aproximadamente geostróficas. Tais movimentos, os quais são usualmente referidos como quase-geostróficos, são mais simples de analisar do que são os distúrbios tropicais ou distúrbios de escala planetária. Eles são também os sistemas de maior interesse na tradicional previsão do tempo de curto alcance, e são assim um ponto de partida razoável para a análise dinâmica. 
Nesta parte mostraremos que para sistemas de escala sinótica extratropicais, a dupla exigência de equilíbrio hidrostático e geostrófico restringe os movimentos baroclínicos de modo que para  uma boa aproximação da estrutura e evolução tridimensional do campo de velocidade são determinados pela distribuição de altura  geopotencial em superfícies isobáricas. As equações que expressam estas relações  constituem o sistema quase-geostrófico. Antes de desenvolver este sistema de equações, é usual resumir brevemente a estrutura observada de sistemas sinóticos de médias latitudes e as circulações médias nas quais eles estão engajados.  Desenvolvemos então as equações quase-geostróficas do momento e  da energia termodinâmica e mostraremos o quanto estas podem ser manipuladas para formar a equação da vorticidade potencial quase-geostrófica e a equação omega. A forma da equação fornece um método para prever a evolução do campo de geopotencial, dada sua distribuição tridimensional; a equação omega fornece um método para diagnosticar o movimento vertical a partir de uma distribuição de  geopotencial conhecida.

A estrutura observada de circulações extratropicais

A circulação de sistemas atmosféricos esboçada numa carta sinótica raramente se assemelha a vórtices circulares simples. Além disso, eles são geralmente assimétricos em forma, com fortes ventos e grandes gradientes de temperatura concentrados ao longo de estreitas bandas chamadas frentes. Tais sistemas são geralmente também baroclínicos; as amplitudes e fases das perturbações do geopotencial e velocidade mudam ambas substancialmente com a altura. Parte dessa complexidade é devido ao fato de que estes sistemas sinóticos não estão superpostos num fluxo médio uniforme, mas estão engajados numa suave variação de um fluxo de escala planetária que é em si altamente baroclínico. Além disso, este fluxo de escala planetária é influenciado por contrastes orográficos (isto é, variações de grande escala no terreno) e aquecimento continente-oceano, logo é altamente dependente da longitude. Então, não é exato ver sistemas sinóticos como distúrbios superpostos num fluxo zonal que varia somente com latitude e altura. Tal ponto de vista pode ser usual como uma primeira aproximação em análises teóricas de distúrbios de ondas de escala sinótica. 

Seções transversais médias zonais fornecem alguma informação útil na estrutura total da circulação de escala planetária na qual vórtices de escala sinótica estão incluídos. A figura I mostra logitudinalmente  seções transversais meridionais do vento médio zonal e temperatura para o solstício de (a) dezembro, janeiro e fevereiro (DJF) e (b) junho, julho e agosto (JJA). Essas seções se extendem a partir do nível do mar (1000hPa) até 32 Km de altitude (10hPa). Assim a troposfera e a baixa estratosfera são mostradas. Veremos aqui a estrutura dos campos de vento e temperatura na troposfera.

Figura I. (Holton, 2004)

 O gradiente médio de temperatura polo-equador no hemisfério norte é muito maior no inverno do que no verão. No hemisfério sul a diferença das distribuições de temperatura entre verão e inverno é menor, devido principalmente a grande inércia térmica dos oceanos, junto com a grande fração da superfície que é coberta por oceanos no hemisfério sul. Como os campos de vento zonal médio e temperatura satisfazem a relação do vento térmico:

 para um alto grau de precisão, o ciclo sazonal nas velocidades do vento zonal é similar aquele do gradiente de temperatura meridional. No hemisferio norte a velocidade máxima do vento zonal no inverno é duas vezes maior do que no verão, enquanto no hemisferio sul a diferença entre a velocidade máxima do vento zonal do inverno e do verão é muito menor. Além disso, em ambas estações o centro de máxima velocidade zonal do vento (chamada o eixo médio jetstream) está localizado logo abaixo da tropopausa (a camada entre a troposfera e a estratosfera) na latitude onde o vento térmico integrado através da troposfera é máximo. Em ambos hemisferios, isto está em torno de 30º durante o inverno mas se move em direção aos polos 40º-45º durante o verão.

A figura I das seções transversais meridionais médias zonais não representa a estrutura do vento médio em todas longitudes o que pode ser visto na figura II, a qual mostra a distribuição da componente zonal média no tempo do vento para DJF na superfície de 200hPa no hemisferio norte. Está claro da figura II que em algumas longitudes hã vários desvios do fluxo zonal médio da sua distribuição média longitudinal. Em particular há fortes máximos de vento zonal (jatos) perto de 30º logo a leste dos continentes Asiáticos e Norte Americano e ao norte da península Arábica; mínimos distintos ocorrem no leste do Pacífico e no leste do Atlântico. Distúrbios de escala sinótica tendem a se desenvolver preferencialmente nas regiões de máximos de ventos zonais médio associados com jatos no oeste do Pacífico e oeste do Atlântico e se propagam corrente abaixo ao longo de faixas de tempestades que, aproximadamente, seguem os eixos dos jatos.

Figura II. (Holton, 2004)

A grande partida da corrente de jato climatológico do inverno do hemisferio norte a partir da simetria zonal pode também ser facilmente inferida da examinação da figura III a qual mostra os contornos de geopotencial médios em 500hPa para janeiro no hemisferio norte. Mesmo depois de fazer a média do campo de altura para um mes, partidas muito marcantes da simetria zonal permanecem. Estas estão claramente ligadas às distribuições de continentes e oceanos. As assimetrias mais proeminentes são os cavados a leste dos continentes americano e asiático. Lembrando da figura II vemos que o jato intenso em 35ºN e 140ºE é um resultado do cavado semipermanente naquela região. Assim, é aparente que o fluxo médio no qual sistemas sinóticos são incorporados deveriam realmente ser reconhecidos como dependentes de longitude como o fluxo médio no tempo. Em adição para a sua dependência longitudinal, o fluxo de escala planetária também varia de dia para dia devido as suas interações com distúrbios transientes de escala sinótica. 
De fato, observações mostram que a amplitude transiente de fluxo de escala planetária é comparável a do fluxo médio no tempo. Como resultado, cartas médias mensais tendem a suavizar a estrutura atual das correntes de jato instantâneas assim como a posição e intensidade do jato variam. Assim, em qualquer tempo o fluxo de escala planetária na região da corrente do jato tem muito mais baroclinicidade do que indicado na cartas no tempo. Este ponto é ilustrado esquematicamente na figura IV a qual mostra uma seção transversal de altura com a latitude através de uma corrente de jato observada sobre a América do Norte. A figura IV.a mostra o vento zonal e a temperatura potencial, enquanto a figura IV.b mostra a temperatura potencial e a vorticidade potencial de Ertel.

 Figura III.(Holton, 2004)

 Como ilustra a figura IV.a, o eixo da corrente do jato tende a estar localizado acima de uma estreita zona de inclinação de fortes gradientes de temperatura potencial chamada a zona  polar frontal. Esta é a zona que em geral separa o ar frio de origem polar do ar quente tropical. A ocorrência de um jato intenso acima dessa zona de grande magnitude de gradientes de temperatura potencial não é mera coincidência, mas mais que uma consequência do balanço de vento térmico.

Figura IV. (Holton, 2004)

Os contornos de temperatura potencial na figura IV ilustram a forte estabilidade estática na estratosfera. Eles também ilustram o fato de que isentropas (superfície de θ constante) cruzam a tropopausa na vizinhança do jato e então o ar pode se mover entre a troposfera e a estratosfera sem resfriamento ou aquecimento adiabático. O forte gradiente de vorticidade potencial de Ertel na tropopausa, entretanto, fornece uma forte resistência para cruzar o fluxo da tropopausa ao longo das isentropas. Note, entretanto, que na região frontal as superfícies de vorticidade potencial são deslocadas substancialmente para baixo e então a zona frontal é caracterizada por uma forte anomalia positiva na vorticidade potencial associada com a forte vorticidade relativa no lado em direção ao polo do jato e a forte estabilidade estática no lado de ar frio da zona frontal.

É uma observação comum em dinâmica de fluidos que jatos nos quais a forte velocidade de cisalhamento ocorre podem estar instáveis com relação a pequenas perturbações. É por esta razão que qualquer distúrbio introduzido no jato tenderá a amplificar, extraindo energia do jato conforme ele cresce. A maioria dos sistemas de escala sinótica em médias latitudes parecem se desenvolver como resultado de uma instabilidade do fluxo da corrente de jato. Esta instabilidade, chamada instabilidade baroclínica, depende do gradiente meridional de temperatura, particularmente na superfície. Então, através da relação do vento térmico, a instabilidade baroclínica depende do cisalhamento vertical e tende a ocorrer na região da zona frontal polar.

A instabilidade baroclínica não é, entretanto, idêntica a instabilidade frontal, como a maioria dos modelos de instabilidade baroclínica descrevem somente movimentos escalados geostroficamente, enquanto distúrbios na vizinhança de fortes zonas frontais devem ser altamente geostróficos.  Os distúrbios baroclínicos podem em si atuar para intensificar gradientes de temperaturas pré-existentes e então gerar zonas frontais. 

Os estágios no desenvolvimento de um ciclone baroclínico típico que se desenvolve como resultado da instabilidade baroclinica são mostrados na figura V. No estágio de rápido desenvolvimento há uma interação cooperativa entre os fluxos de nível superior e em superfície; forte advecção fria é vista ocorrendo a oeste do cavado na superfície, com fraca advecção quente a leste. Este padrão de advecção térmica é uma consequência direta do fato de que o cavado em 500hPa (tende a ir para oeste) retarda a superfície então temos que o vento geostrófico médio na camada de 1000 até 500hPa está direcionado através de linhas de espessura entre 100 até 500hPa em direção a maiores espessuras a oeste da superfície do cavado e em direção a menores espessuras a leste da superfície do cavado. Esta dependência da fase dos distúrbio na altura é melhor ilustrada pela figura VI, a qual mostra uma seção transversal esquemática corrente abaixo (ou oeste-leste) através de um sistema baroclínico em desenvolvimento. No decorrer da troposfera os eixos dos cavados e das cristas se inclinam para oeste (ou corrente acima) com a altura, enquanto os eixos de ar mais quentes e frios são observados a terem inclinação oposta. Como visto antes a inclinação para oeste dos cavados e cristas é necessária afim de que o fluxo médio transfira energia potencial para o desenvolvimento da onda. No estágio final (não mostrado na figura) os cavados em 500 e 1000hPa estão aproximadamente em fase. Como consequência, a advecção térmica e conversão de energia são fracas.

                      

Figura V. (Holton, 2004).Esquema para um desenvolvimento de onda em três estágios. Contornos de 500hPa (linhas sólidas espessas), contornos de 1000hPa (linhas finas) e espessura em 1000-500hPa (pontilhadas).

Figura VI.(Holton, 2004). Seção transversal oeste-leste através de uma onda baroclínica em desenvolvimento. Linhas sólidas são eixos de cavados e cristas; linhas pontilhadas são eixos de temperatura extrema; a cadeia de círculos abertos denota a tropopausa.