A meteorologia tropical estuda os processos e os fenômenos atmosféricos típicos das regiões tropicais (entre 0° e 23°). Na região Norte do Brasil, a noção de inverno e verão está, informalmente, associada ao regime de precipitação. Localmente, o inverno é considerado entre os meses de dezembro a maio, quando está configurado o período chuvoso, e o verão no período entre junho e novembro, durante o período seco. Alguns tópicos importantes dessa área serão apresentados a seguir.
Célula de Hadley
A Célula de Hadley é um modelo de circulação fechada da atmosfera que se estende do equador até latitudes de aproximadamente 30°, em ambos os hemisférios. Nessa célula, a circulação ocorre com o ar ascendendo por convecção nas regiões equatoriais, devido à maior incidência de radiação solar, e deslocando-se até as latitudes superiores pelas camadas atmosféricas mais altas. Retorna à superfície em subsidência, fluindo em baixos níveis na direção do equador, fechando a circulação.
No ramo ascendente da célula de Hadley, ocorre formação frequente de tempestades convectivas, formando a chamada Zona de Convergência Intertropical: uma região de baixa pressão, com convergência de ventos em baixos níveis, o que gera uma região de calmaria (“doldrums”), e divergência em altos níveis, sendo a principal fonte de precipitação nos trópicos. Esses ventos, conhecidos como ventos alísios (“trade winds”) sopram entre 30° e 5° de nordeste para sudoeste no hemisfério norte e de sudeste para noroeste no hemisfério sul devido à rotação da Terra (efeito de Coriolis).
No ramo descendente, está o cinturão subtropical de alta pressão, onde inibe-se a formação de nuvens e de ventos moderados ou fortes. Ele é responsável pela formação de desertos sobre os continentes e de regiões de calmaria sobre os oceanos (latitude dos cavalos).
Célula de Walker
A célula de circulação atmosférica de Walker é causada pela força do gradiente de pressão que resulta de um sistema de alta pressão sobre o Oceano Pacífico leste e um sistema de baixa pressão sobre a Indonésia, sendo essa o sentido de fluxo dos ventos alísios.
Quando a circulação de Walker enfraquece ou reverte, ocorre o fenômeno de El Niño. Com isso, a superfície do oceano fica mais quente do que a média, pois o afloramento de água fria ocorre com menor intensidade (ou nem ocorre). Uma circulação de Walker especialmente forte causa uma La Niña, resultando em temperaturas menores do oceano devido ao aumento da ressurgência no pacífico leste.
Fenômenos de média/baixa frequência e com teleconexões
- Monções
- Oscilação Madden-Julian (MJO)
- El Niño – Oscilação Sul (ENSO)
- Oscilação Decadal do Pacífico (PDO)
- Oscilação Antártica (AAO) – cinturão de forte oeste ventos, que impulsiona a Corrente Circumpolar Antártica, ou baixa pressão em torno da Antártica, com duração entre 10 e 14 dias. Na fase negativa, o cinturão se move em direção ao equador, sendo mais frequente durante El Niño; já a fase positiva, ocorre mais em períodos de La Niña.
- Oscilação do Atlântico Norte (NAO) – flutuações na diferença ajustada de pressão atmosférica ao nível do mar entre a depressão da Islândia e o anticiclone dos Açores. Faz parte da Oscilação do Ártico e varia com o tempo, sem periodicidade particular conhecida. Controla a força e a direção dos ventos de oeste sobre o Atlântico Norte e a trajetória das áreas de baixa pressão associadas às tempestades que atravessam o oceano de oeste para leste.
- Oscilação Quase-Bienal (QBO) – fortes ventos zonais que sopram em um circuito contínuo ao redor da Terra na estratosfera equatorial. É impulsionada por ondas atmosféricas produzidas por intensos sistemas convectivos tropicais. Essas ondas quebram na estratosfera e fornecem uma força para “empurrar” o vento, fazendo-o descer com o tempo. Ao atingir a tropopausa, a fase oposta da oscilação se inicia. Demora cerca de 14 meses para cada reversão ocorrer. Geram modificação da precipitação das monções e influência na corrente de jato (intensifica quando de oeste e enfraquece quando de leste).
Instabilidades convectivas
A formação de tempestades está intimamente relacionada à instabilidade convectiva, que ocorre quando o ar sobe em uma atmosfera instável. Basicamente, o ar quente (menos denso) está embaixo e o ar frio em cima na atmosfera instável, e como a tendência é que o mais leve suba, o cenário é de instabilidade.
A Instabilidade Convectiva de Primeiro Tipo (CIFK) trata apenas do perfil de temperatura. Ou seja, relaciona-se ao aquecimento do ar próximo à superfície ou ao resfriamento do ar na troposfera média. A CIFK se torna mais significativa à medida que o ar próximo à superfície se aquece (aquecimento diurno, advecção de ar quente) e o ar no alto resfria (evaporação, advecção de ar frio, levantamento adiabático).
A Instabilidade Convectiva do Segundo Tipo (CISK) trata do perfil de umidade. O ar fica menos denso próximo à superfície devido à adição de umidade e, mais importante, à liberação de mais calor latente quando o ar sobe e o vapor d’água condensa, aquecendo a parcela de ar. Isso promove uma convecção mais significativa – tempestades severas costumam ter um ambiente com ar quente e úmido próximo à superfície e ar frio no alto.
A CISK permite a convecção organizada conduzida pela convergência de umidade na camada limite. Além desse, existe outro possível mecanismo para iniciar distúrbios equatoriais. Esses distúrbios podem se originar também como ondas baroclínicas de latitude média que se movem em direção ao equador e gradualmente assumem características tropicais, ou seja, através da instabilidade baroclínica do fluxo zonal médio devido ao cisalhamento lateral.
Instabilidade barotrópica envolve a conversão de energia cinética média (escoamento básico) para energia cinética turbulenta. É a vulnerabilidade da corrente de jato para perturbação de escala sinótica devido a variação horizontal (perpendicular ao eixo do corrente de jato) da vorticidade na zona do jato.
Instabilidade baroclínica envolve conversão de energia potencial média para turbulenta, depende do gradiente de temperatura na superfície. É a vulnerabilidade de um escoamento (zonal, em geral) planetário representado pela corrente de jato a uma perturbação de escala sinótica e/ou sub-sinótica. A instabilidade se deve ao gradiente horizontal de temperatura (basicamente meridional) ou, equivalentemente, devido ao cisalhamento vertical do escoamento. O desenvolvimento de sistemas sinóticos de médias latitudes, como ciclones extratropicais, se deve a este mecanismo.
Radiação de onda longa emergente
A “Outgoing Longwave Radiation (OLR)” é radiação eletromagnética de onda longa (comprimentos de onda de 3 a 100 μm) emitida pela Terra e sua atmosfera para o espaço, na forma de radiação térmica. O fluxo de energia transportado pela radiação de onda longa emergente (ROL) é medido em W/m².
A ROL mais a irradiância solar refletida descrevem o balanço regional de energia; a diferença com o balanço esperável em situações de céu claro permite avaliar a forçante radiativa devida à presença de nuvens e estudar a influência destas no clima local. Os campos de ROL contribuem à análise da dinâmica de regiões com convecção intensa.
Considerando que a emissão é proporcional à temperatura (Lei de Stefan-Boltzmann), superfícies quentes, como a areia do deserto (310 K), ou menos quentes, como a superfície do oceano (300 K), vão emitir mais radiação de onda longa que o topo de nuvens quentes (280 K) ou de nuvens frias (200 K). Assim, valores baixos estão associados a regiões de convecção intensa – além de superfícies congeladas sem cobertura de nuvens.
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Fontes
- NOAA – What are the trade winds?
- Wikipedia – Célula de Hadley, Outgoing longwave radiation e outros tópicos
- What is CIFK and CISK?
- Ceballos, Juan & Lima, Wagner & Lima, Araujo & de Souza, Jaidete. (2002). Radiação de onda longa emergente no topo da atmosfera: uma comparação entre estimativas com GOES-8 imager e dados do NCEP.
- Slides Outgoing longwave radiation
- Catálogo de disciplinas pós-graduação INPE – Ementa da disciplina Meteorologia Tropical e notas de aula
