Applying the research method

A Radiação de Onda Longa é tipicamente usada como um indicativo de localização da convecção profunda na atmosfera em função de sua conhecida relação com a temperatura do corpo que emitiu aquela radiação. Nuvens mais profundas verticalmente, que atingem níveis altos da atmosfera, possuem temperaturas bem baixas em seus topos, conduzindo a valores de ROL baixos. Por sua vez, supressão da convecção profunda ou ausência de nuvens conduz a valores mais altos de ROL, em função das temperaturas dos corpos emissores de superfície serem substancialmente maiores do que os topos convectivos profundos.

A caracterização esquemática de um evento de OMJ é apresentada na Figura 2.2, proposta originalmente por Matthews (2000). Inicialmente, uma anomalia negativa de ROL indicando aumento da atividade convectiva e a ascensão do ar desenvolve-se tipicamente sobre o oceano Índico, abrangendo uma área de 40º em longitude por 20º em latitude (Figura 2.2m). A magnitude dessa anomalia alcança valores de aproximadamente 30 W/m2 sobre uma extensa área (RUI & WANG, 1990; MATTHEWS, 2000), o que é mais de 10% da ROL média nesta região (Figuras 2.2p, 2.2a e 2.2b). Deslocando-se com velocidade de aproximadamente 5 m/s, a convecção atravessa o Continente Marítimo e o norte da Austrália, o que leva a uma rápida fragmentação da estrutura de grande escala da OMJ (Figura 2.2d). A geografia dessa região envolve massas insulares de terra intercaladas ao longo do mar. Sobre o CM, acredita-se que os robustos sistemas convectivos diurnos que ocorrem na Camada Limite Planetária (CLP) podem interagir destrutivamente com a oscilação de baixa frequência da convecção atmosférica, conduzindo assim ao seu enfraquecimento em grande escala (ZHANG & HENDON, 1997). Todavia, a estrutura espacial das anomalias convectivas de grade escala se fortalece novamente e esta continua a se propagar para leste, em direção ao oceano Pacífico Oeste (Figuras 2.2f e 2.2g). Valores mais baixos de TSM no Pacífico Central e Leste, em relação ao CM, inibem a passagem contínua da convecção de grande escala, conduzindo a um decaimento sistemático desta ao atravessar o meridiano 180º, ou linha da data (Figura 2.2n). Este comportamento é mostrado

por anomalias de sinais opostos (anomalias positivas representam supressão da convecção) que seguem o mesmo caminho.

Figura 2.2 - Ciclo de vida de 48 dias da OMJ representado pelas anomalias de ROL, indicando

atividade convectiva na atmosfera tropical. A tonalidade em cinza claro (escuro) representa anomalias positivas (negativas) de ROL, indicando supressão (intensificação) da convecção.

Fonte: Matthews (2000).

Anomalias do vento horizontal acompanham a progressão das anomalias convectivas. Na alta troposfera, anomalias positivas do vento zonal de leste desenvolvem-se sobre o equador com o aumento da intensidade da atividade convectiva naquela região (RUI & WANG, 1990; HENDON & SALBY, 1994). Acoplados a esses ventos de leste estão dois giros anticiclônicos, geralmente centrados em 15º ao norte e ao sul da linha do equador. A natureza baroclínica da estrutura vertical da OMJ implica que as anomalias dos ventos nos baixos níveis da atmosfera estão com sinais opostos àquelas dos altos níveis.

Ventos de superfície vindos de oeste estendem-se ao norte e ao sul, através de ciclones de baixa pressão que acompanham o movimento para leste do aumento da convecção (Figura 2.3).

O cisalhamento na superfície da CLP tem como consequência direta ventos de intensidades mais baixas do que os ventos nos altos níveis. Essa estrutura tridimensional é representada pela área que indica supressão da atividade convectiva, a qual é acompanhada por ventos de oeste nos altos níveis da atmosfera com giros ciclônicos e ventos de leste nos baixos níveis acoplados a anticiclones de alta pressão (Figura 2.3).

Figura 2.3 - Diagrama esquemático de uma fase da OMJ quando o aumento da atividade

convectiva ocorre sobre o oceano Índico. A ascensão do ar da convecção é representada pelos vetores verticais em 500 mb. A entrada do fluxo de oeste nos baixos níveis para o aumento da convecção e a saída do fluxo de leste nos altos níveis são representadas pelos vetores horizontais. Anticiclones (A) e ciclones (C) são também mostrados. Supressão da atividade convectiva precede o aumento a leste.

Fonte: Rui & Wang (1990).

Embora as anomalias de convecção se propaguem a aproximadamente 5 m/s, a estrutura anômala da circulação parece viajar ligeiramente mais rápida para leste. Como o aumento da convecção desenvolve- se no oceano Índico, o centro das anomalias dos ventos de leste nos altos níveis ocorre em 40ºE, um pouco a oeste do núcleo convectivo. Sobre o CM, os ventos de leste tendem a alcançar o forte centro da atividade convectiva. No fim do ciclo

de vida da convecção, os ventos de leste apresentam-se deslocados cerca de 10º para leste da convecção e em seguida esta decai próximo a linha de data (HENDON & SALBY, 1994).

No oceano Índico, a atividade convectiva se desenvolve sobre a região da máxima convergência anômala entre os ventos de leste e de oeste, enquanto que no oceano Pacífico Oeste, a convecção desloca-se relativamente para leste, mais associada à região das anomalias positivas dos ventos de oeste (ZHANG, 1996). Isto implica que a natureza do acoplamento entre a convecção e a circulação de grande escala muda à medida que a OMJ atravessa esta região.

Considerando que as anomalias de convecção estão confinadas ao HL tropical, as anomalias na circulação continuam a se propagar ao redor do globo com uma velocidade de aproximadamente 10 m/s, na forma de uma onda de

Kelvin equatorialmente confinada. Perturbações na temperatura da troposfera

denotam a existência desse tipo de onda, com aquecimento adiabático ocorrendo no ramo descendente da onda e o resfriamento adiabático no ramo ascendente (SLINGO & MADDEN, 1991). Nestas ocasiões, as anomalias dos ventos de oeste na superfície podem alcançar grandes magnitudes ao chegarem ao oceano Pacífico Ocidental. Estes ventos são chamados de Westerly Wind Bursts (WWBs) e são considerados importantes mecanismos para forçar ondas oceânicas de

Kelvin (KESSLER et al., 1995), exercendo desta forma um importante papel na

geração de flutuações nos campos de TSM em grande escala associados com eventos El-Niño (BERGMAN et al., 2001). Por outro lado, tem sido sugerido que o desenvolvimento dos WWBs ocorre quando a propagação para leste da OMJ desacelera sobre o oceano Pacífico Oeste. Dessa forma, a convecção se intensifica e alimenta os ciclones extra-equatoriais, os quais por sua vez, aumentam os ventos de superfície de oeste (SUI & LAU, 1992). Todavia, os WWBs têm sido observados sem o acompanhamento da atividade ciclônica, sugerindo que estes não estão intrinsecamente ligados a eventos da OMJ (HARRISON & VECCHI, 1997).

Os intervalos de tempo relativos às anomalias na circulação atmosférica e a convecção permitem definir a OMJ como uma alternância entre duas fases distintas: (i) “calm-clear” – ocorre quando há ausência de nuvens, resultado da supressão da atividade convectiva quando se observa fracos ventos de superfície vindos de leste (ii) “wet-windy” – caracterizada por fortes ventos de

superfície vindos de oeste, abaixo de nuvens de grande porte (por exemplo,

Cumulonimbus Capilatus) em regiões de forte atividade convectiva no oceano

Pacífico Oeste.