Atmosfera Terrestre
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INSTITUTO FEDERAL DE CIÊNCIA E TECNOLOGIA DE SANTA CATARINA Departamento Acadêmico de Saúde e Serviços Curso Técnico de Meteorologia Disciplina: Semestre: Alunos: Sigla: Atmosfera Terrestre Professor Michel Nobre Muza INTRODUÇÃO METEOROLOGIA SINÓTICA Histórico O termo sinótica (do grego synoptikos) significa elaborar uma visão geral de um todo. Na meteorologia, este termo é utilizado no contexto de dimensões horizontais e tempos de duração de fenômenos atmosféricos como ciclones e anticiclones extratropicais, cavados e cristas no escoamento atmosférico, zonas frontais e correntes de jato. Relaciona-se também com a padronização de horários para as observações meteorológicas e junção das informações coletadas para a posterior confecção de mapas ou cartas sinóticas. A limitação na escala horizontal mínima dos fenômenos é dada pela distância entre as estações de superfície. Atualmente, os fenômenos de escalas menores, denominados de escala subsinótica, como bandas de precipitação, com tempestades severas, frentes de rajada e nuvens tipo cumulus podem ser observados pêlos radares e satélites. Antigamente estes sistemas eram investigados por aviões, os quais não conseguiam uma amostragem simultânea de vários lugares, e, portanto, não permitiam uma análise detalhada da estrutura espacial. Genericamente, o tratamento físico-matemático do deslocamento do ar na atmosfera terrestre torna-se complicado pelo fato de ambos, atmosfera e Terra, encontrarem-se em movimento. Por isso, antes de se discutirem os diversos tipos de escoamentos, é fundamental que se conheçam as forças predominantes no sistema Terra-atmosfera, inclusive as conseqüências da rotação da Terra sobre os movimentos. Inicialmente, neste tópico de meteorologia sinótica, serão trabalhados estes conceitos gerais sobre os movimentos atmosféricos, através de seus aspectos físicos e observações meteorológicas. Os tópicos principais são revisões de conceitos básicos, as forças Fundamentais, inerciais e não-inerciais, que atuam na atmosfera e o sistema de equações governantes. Através da análise de escala, definem-se os ventos teóricos geostrófico, gradiente, ciclostrófico e térmico. Análise de advecção térmica pela variação vertical do vento e os ventos observados locais e globais. Finalmente se tratará da estrutura vertical dos sistemas de altas e baixas pressões. FORÇAS FUNDAMENTAIS QUE ATUAM NA ATMOSFERA Pela segunda lei de Newton, a taxa de variação do "momentum" (quantidade de movimento) de um sistema é igual à soma de todas as forças que nele atuam. Para movimentos atmosféricos de interesse meteorológico, as forças preponderantes são: força gravitacional, força devida ao gradiente de pressão e força de fricção. Note-se, entretanto, que a segunda lei de Newton se aplica apenas aos referenciais inerciais (como o das três estrelas fixas). No caso em que a rotação da Terra é considerada, o que implica a adoção de um sistema de coordenadas que gira conjuntamente com a Terra (referencial não inercial), algumas forças "aparentes" devem ser adicionadas para que a segunda lei de Newton possa ainda ser aplicada. Tais forças são: força centrífuga (oposta à centrípeta, em virtude da rotação da Terra) e força de Coriolis. A tabela abaixo mostra a respectiva força e sua aplicação na atmosfera. 1 Tabela 1 – Força fundamentais que atuam na circulação do ar na atmosfera. FORÇA DEVIDO AO GRADIENTE DE PRESSÃO O gradiente de pressão (Pa m) é uma quantidade dimensional que expressa a direção e a taxa de variação ao redor de um determinado local. Sabe-se que são dois os parâmetros meteorológicos responsáveis diretamente pelas variações de pressão, a densidade e temperatura do ar. Assim, existe uma força devido a diferença de pressão, orientada das altas pressões paras as baixas pressões (contrário do gradiente). 2 FORÇA DE CORIOLIS No início do século 19, Gaspard Coriolis desenvolveu um princípio matemático para descrever o movimento de objetos em relação a um sistema de referência não-inercial, em rotação uniforme, tal como a Terra. Seu princípio recebeu o nome de Força de Coriolis - um pouco enganoso, pois o efeito não é realmente uma força, mas uma ilusão dos sistemas de referência que aparece para o observador como se fosse uma força invisível. O efeito pode melhor ser descrito como se segue: A Terra gira de oeste para leste, de modo que um objeto viajando em um curso retilíneo do pólo norte ao equador estará influenciado pela rotação da Terra que gira embaixo dele. O resultado final é que o objeto se desvia para oeste em relação ao seu destino pretendido. Para um observador externo, parece como se o objeto tivesse uma trajetória levemente curvada para oeste. O efeito é mais pronunciado quanto mais próximo o objeto em movimento estiver do equador. Do mesmo modo, um objeto movendose para o norte a partir do equador parecerá se desviar para o leste. A regra prática é que no hemisfério norte os objetos se desviam para o lado direito do sentido do movimento; no hemisfério sul, para o lado esquerdo. (b) (a) Fig. 1 – Efeito da Força de Coriolis no deslocamento norte-sul sobre a Terra Os efeitos da Força de Coriolis são partes da vida diária: no hemisfério norte, os aviões se desviam levemente para a direita e, portanto, precisam estar constantemente corrigindo sua rota; estradas de ferro na direção norte-sul tendem a desgastar primeiro os trilhos da direita; e os rios sofrem erosão primeiramente do lado direito de suas encostas. A atmosfera também está sujeita a esta força, e os ventos para o norte tendem a se tornar ventos para nordeste durante seus percursos. 3 Fig. 2 - Efeito da Força de Coriolis sobre os ventos. A Força de Coriolis também age sobre os movimentos oceânicos. No hemisfério norte, os movimentos das águas tendem a assumir o sentido horário, enquanto no hemisfério sul o desvio é no sentido anti-horário. A seguir, descreve-se um exercício de fixação para destacar a aceleração de Coriolis, na superfície da Terra, como um referencial não inercial. Um “globo terrestre”, comum em salas de aula, é posto a girar ao redor de um eixo vertical, acionado por um pequeno motor com redutor de velocidades. Um fio de linha sustenta uma bolinha sobre a superfície do globo. Posto a girar, nota-se perfeitamente a deflexão do fio para a direita (atente para o sentido correto da rotação do globo). Fig. 3 – O efeito de Coriolis em função da rotação da Terra. Quando se inclui o efeito da rotação da Terra, a força de Coriolis faria com que os ventos em superfície se tornassem mais ou menos de leste e os de ar superior de oeste. Isto significa que os ventos de superfície soprariam contra a rotação da Terra, que é, de oeste. Esta é uma situação impossível, por que os ventos de superfície teriam um efeito de frenagem sobre a rotação da Terra. A energia cinética dos ventos se converteria em calor de atrito e os ventos se desacelerariam. Portanto, corrente de leste em uma latitude precisa ser equilibrada por corrente de oeste em outra zona latitudinal. DISTRIBUIÇÕES OBSERVADAS DE VENTO E PRESSÃO NA SUPERFÍCIE A distribuição dos sistemas de altas e baixas pressões influencia os padrões de ventos e precipitação. Uma grande diferença de pressão faz com que o ar se mova mais rapidamente, 4 resultando em ventos fortes. Uma diferença menor causa ventos mais fracos. Nos locais onde houver linhas isobáricas mais apertadas entre si os gradientes de pressão serão mais elevados e existirão ventos fortes. São diferenças no aquecimento e movimento da atmosfera que criam diferenças na pressão atmosférica. Onde há massas de ar frio descendente, geram-se regiões de altas pressões. Onde massas de ar quente ascendem, há regiões de baixas pressões. A água dos oceanos mantém uma temperatura mais consistente; arrefece e aquece mais lentamente que a terra. No inverno, os continentes arrefecem mais do que os oceanos e, isso cria regiões de altas pressões sobre eles. No verão, acontece o oposto; os continentes aquecem mais e o ar quente ascendente sobre eles gera regiões de baixas pressões sobre eles. CICLONES E ANTICICLONES Um ciclone (ou centro de baixas pressões) é uma região em que ar relativamente quente se eleva e favorece a formação de nuvens e precipitação. Por isso, tempo nublado, chuva e vento forte estão normalmente associados a centros de baixas pressões. A instabilidade do ar produz um grande desenvolvimento vertical de nuvens cumuliformes associadas a fortes chuvas. São indicados no mapa meteorológico pela letra B (de baixa pressão) e são áreas onde a pressão atmosférica é a mais baixa que na sua vizinhança e em volta do qual existe um padrão organizado de circulação de ar. À medida que o ar flui dos centros de altas pressões para um centro de baixas pressões, pela ação do gradiente de pressão, é defletido pela força de Coriolis de tal modo que os ventos circulam em espiral ao longo das isóbaras, com um desvio no sentido da depressão, e na direção ciclônica, isto é, na direção oposta ao dos ponteiros de um relógio no HN e no sentido inverso no HS. Os ciclones são fáceis de reconhecer num mapa de observações à superfície pelos ventos que tendem a fluir com uma rotação horária (HS) e nas imagens de satélite pela configuração em forma de vírgula de bandas de nuvens. No HS, um ciclone em desenvolvimento é tipicamente acompanhado (a oeste do centro de baixas pressões) de ventos de sul no lado oeste transportando para norte o ar frio e seco de uma massa de ar frio, com uma frente fria marcando o limite do avanço de massa de ar mais fria e seca. A leste do centro de baixas pressões, ventos de norte transportam ar mais quente e úmido para latitudes maiores contribuindo para o desenvolvimento de precipitação. Um anticiclone (ou centro de altas pressões) é uma região em que o ar se afunda vindo de cima (e aquece e fica muito estável) e suprime os movimentos ascendentes necessários à formação de nuvens e precipitação. Por isso, bom tempo (seco e sem nuvens) está normalmente associado aos anticiclones. São indicados num mapa pela letra A e são áreas onde a pressão atmosférica é a mais alta na sua vizinhança. À medida que o ar flui a partir dos centros de altas pressões é defletido pela força de Coriolis de tal modo que os ventos circulam em volta dele na direção dos ponteiros de um relógio no Hemisfério Norte (e no sentido inverso no Hemisfério Sul) - a chamada direção anticiclônica. Num anticiclone o movimento do ar é descendente, em espiral, expandindo-se à superfície, enquanto numa depressão o movimento é ascendente, em espiral, concentrando-se à superfície. 5 CONVERGÊNCIA E DIVERGÊNCIA Embora o transporte vertical seja pequeno comparado com o movimento horizontal, ele é muito importante para o tempo. Ar ascendente é associado com nebulosidade e precipitação, enquanto subsidência produz aquecimento adiabático e condições de céu limpo. Consideremos inicialmente a situação em torno de uma baixa pressão na superfície (ciclone), onde o ar está "espiralando" para dentro. O transporte de ar para o centro causa uma diminuição da área ocupada pela massa de ar, um processo chamado convergência horizontal. Como conseqüência, o ar deve acumular-se, isto é, aumentar sua altura. Este processo gera uma coluna de ar mais "alta" e, portanto mais pesada. Contudo, a baixa de superfície pode existir apenas enquanto a coluna de ar acima permanece leve. Conseqüentemente, um ciclone de superfície deveria erradicar-se rapidamente. Para que uma baixa superficial exista por um tempo razoável, deve haver compensação em alguma camada acima. A convergência na superfície poderia ser mantida, por exemplo, se divergência em nível superior ocorresse na mesma proporção (Fig. 4). A convergência em superfície sobre um ciclone causa um movimento resultante para cima. A velocidade deste movimento vertical é pequena, geralmente menor que 1 km/dia. Ar ascendente sofre resfriamento adiabático e conseqüente aumento da umidade relativa. Nuvens e precipitação podem eventualmente desenvolver-se, de modo que ciclones são usualmente relacionados a condições instáveis e tempo "ruim". A divergência em nível superior pode ocasionalmente até mesmo exceder a convergência na superfície, o que resulta na intensificação do fluxo para o centro do ciclone na superfície e na intensificação do movimento vertical. Assim, a divergência em nível superior pode intensificar estes centros de tempestade, assim como mantê-los. Por outro lado, divergência inadequada em nível superior permite que o fluxo na superfície "preencha" e enfraqueça o ciclone na superfície. Pode ocorrer também que é a divergência em nível superior que primeiro cria a baixa na superfície ao iniciar fluxo ascendente na camada imediatamente abaixo e eventualmente abrindo caminho até a superfície, onde o fluxo para dentro é então estimulado. Fig. 4 - Esquema das correntes de ar associados com ciclones e anticiclones. 6 Assim como os ciclones, os anticiclones precisam também ser mantidos a partir de cima. O fluxo de massa para fora na superfície é acompanhado por convergência em nível superior e subsidência geral na coluna (Fig. 4). Como ar descendente é comprimido e aquecido, a formação de nuvens e precipitação é improvável em um anticiclone e, por isso, eles são usualmente associados com tempo "bom". Além disso, num anticiclone o gradiente de pressão é geralmente fraco numa grande região em volta do centro e os ventos são fracos. Devido à estreita ligação entre ventos e sistemas de tempo, consideraremos alguns fatores que contribuem para a convergência ou divergência horizontal. Já mencionamos o atrito sobre correntes de ar curvas, que faz com que o vento cruze as isóbaras para a área de pressão mais baixa. O atrito também causa convergência quando a corrente de ar é reta. Quando o ar se move da superfície relativamente lisa do oceano para a terra, por exemplo, o atrito crescente diminui a velocidade do vento, resultando num acúmulo de ar. Portanto, ventos convergentes e ar ascendente acompanham a corrente de ar do oceano para a terra (Fig. 5). Este efeito contribui para as condições nebulosas sobre a terra freqüentemente associadas com uma brisa marítima. Por outro lado, divergência e subsidência acompanham a corrente de ar da terra para o oceano, devido à velocidade crescente (Fig. 5). Fig. 5 - Divergência e convergência devido a topografia e o atrito. As montanhas, que também atrapalham o fluxo de ar, causam divergência e convergência ainda de outra maneira. Quando o ar passa sobre uma cadeia de montanhas, a coluna de ar precisa reduzir-se verticalmente, o que produz divergência horizontal em altitude. Ao atingir o sotavento da montanha, a coluna de ar aumenta verticalmente, o que causa convergência horizontal em altitude. A previsão do deslocamento de centros de baixa pressão é importante para a previsão de curto prazo. Além disso, os meteorologistas precisam também determinar se a circulação em ar superior intensificará um ciclone embrionário ou suprimirá seu desenvolvimento. É muito importante entender a circulação atmosférica total. 7 SISTEMAS FRONTAIS Uma frente é uma zona de transição entre duas massas de ar de densidades diferentes. Estas diferenças de densidade são freqüentemente causadas por diferenças de temperaturas - as frentes normalmente separam massas de ar com temperaturas diferentes. Geralmente, uma massa de ar é mais quente e úmida do que a outra. Massas de ar estendem-se horizontalmente e verticalmente. Assim, a extensão ascendente de uma frente é chamada de superfície frontal ou zona frontal. A FORMAÇÃO DE UM SISTEMA FRONTAL A figura abaixo mostra a seqüência de formação de um sistema frontal, para o no hemisfério Sul, na região de formação das frentes polares. O processo inicia-se pela formação de uma depressão, a origem de um ciclone e posteriormente o sistema frontal composto pelas frentes quente e fria. 1. As depressões começam com uma 2. Torcidas pelo efeito Coriolis, as duas saliência na frente polar, onde o ar polar massas de ar giram em torno de uma e o tropical se encontram. área de baixa pressão que se aprofunda. 3. A torção da frente desenvolve dois 4. Finalmente, a frente fria alcança a braços – a frente quente e a frente fria – frente quente, erguendo-a do chão para e se move lentamente para leste. criar uma frente "oclusa". A vida de uma depressão Muitas depressões atmosféricas nascem sobre o mar. Neste local, massas de ar tropicais quentes e úmidas e massas de ar polares frias e secas colidem junto a uma linha imaginária 8 chamada "frente polar". A depressão começa quando o ar tropical se avoluma na direção do pólo. À medida que a massa de ar tropical se eleva acima da massa polar, vai criando uma área de baixa pressão na crista da saliência. O ar polar avança com rapidez para substituir o ar quente que sobe. Logo depois, ventos começam formar espirais em torno do centro de baixa pressão, enquanto as fendas frias se aquecem. A depressão se aprofunda e a frente polar começa a desenvolver uma nítida torção. Em uma das extremidades, o ar quente continua a mover-se lentamente para sobre o ar frio numa inclinação gradual (a frente quente). Na outra, o ar frio avança sob o ar quente (a frente fria). A depressão se aprofunda e é lentamente carregada para leste por ventos fortes na atmosfera superior. Acima do solo, a superfície frontal inclina-se num ângulo baixo permitindo o ar a uma maior temperatura cobrir o ar mais frio. Idealmente, as massas de ar em ambos os lados da frente mover-se-iam na mesma direção e velocidade. Nesta condição, a frente agiria simplesmente como uma barreira que segue juntamente com as massas de ar e nenhuma massa poderia penetrar. Mas geralmente, a distribuição de pressão através de uma frente permite uma massa de ar mover-se mais rapidamente do que a outra. Assim, uma massa de ar avança ativamente contra a outra e elas colidem. Quando uma massa de ar se move de encontro à outra, resulta daí uma mistura ao longo da superfície frontal. Na maioria das vezes, as massas não perdem as suas identidades quando uma é sobreposta na outra. Qualquer massa que avança, é sempre um ar mais quente e menos denso que é forçado a subir, ao passo que o ar a uma menor temperatura e mais denso atua com uma cunha ocorrendo assim o levantamento. Para identificar uma frente num mapa do tempo de superfície, os meteorologistas utilizam: mudanças rápidas de temperaturas sobre uma distância relativamente pequena; mudanças na umidade de ar (mudanças no ponto de orvalho); alteração na direção dos ventos; pressão e mudanças em pressão; nuvens e padrões de precipitação. Abaixo estão relacionados os tipos de frentes que compões um sistema frontal: Frente Quente Uma frente quente tem ar quente e úmido atrás de si. Esse ar quente sobe acima do ar frio por ser menos denso e forma nuvens ao longo da frente. À medida que a frente quente se aproxima, há uma queda maior da pressão e a nebulosidade, a temperatura mantém-se constante ou sobe lentamente, salvo se cair um pouco por efeito da chuva. Ocorre, algumas vezes, instabilidade suficiente para formar nuvens cumulonimbus e trovoadas. À medida que a chuva cai, através do ar mais frio, a evaporação das gotas, em combinação com a turbulência do ar inferior, pode resultar na formação de nevoeiros. Com a passagem da frente, vem a elevação normal da temperatura, variação da direção do vento e melhoria das condições de tempo, embora possa haver persistência de alguma nebulosidade na massa de ar quente. 9 Frente Fria Em uma frente fria o ar quente é empurrado e substituído pelo ar frio. Como no caso da frente quente, a estrutura vertical do ar quente é que vai determinar as reações com referência à nebulosidade e precipitação. À medida que uma frente fria comum se aproxima há chuvas fortes podendo haver fortes rajadas de vento ou violentas tempestades. Com a passagem da frente há um aumento da pressão, uma queda brusca e grande de temperatura, um aumento na força do vento e uma variação na sua direção. Essas alterações são comumente seguidas por uma rápida modificação para tempo sem nuvens, embora algumas nuvens possam persistir por algum tempo. Frente Oclusa Uma frente oclusa é uma frente complexa onde uma frente fria se encontra com uma frente quente. Num mapa do tempo, a posição na superfície é representada por uma linha alternada com triângulos e semicírculos estendidos em direção do movimento. As condições de tempo associadas a este tipo de frente é geralmente complexo. A maioria de precipitação é produzida pelo ar quente levantado no alto. Quando as condições são suficientes, a nova frente sozinha tem a capacidade de iniciar precipitação. 10 Frente Estacionária Uma frente estacionária é uma frente quase estacionária onde o fluxo de ar em ambos os lados da frente não se dirige para a massa de ar fria ou para a massa de ar quente, mas é paralelo à linha da frente. As frentes estacionárias formam-se quando uma frente avançando retarda ou pára sobre uma região. Em um mapa do tempo, a posição na superfície é representada por uma linha com triângulos estendidos para o ar mais quente de um lado e semicírculos estendidos para o ar mais frio no outro. Uma mudança na temperatura e/ou uma troca de direção de ventos são geralmente observados quando um local é atravessado por esta frente. 9. MASSAS DE AR Embora as temperaturas do ar próximo ao solo sejam mais elevadas nas regiões equatoriais e mais baixas nas regiões polares, a temperatura do ar não diminui constantemente se nos deslocarmos do equador ao pólo. Ao invés disso, observa-se a existência de um amplo volume de ar quente ocupando as latitudes tropicais, no interior do qual as variações de temperatura são muito reduzidas. Analogamente, sobre as regiões polares encontram-se extensas porções de ar frio com gradientes térmicos também reduzidos. Essas grandes porções de ar com propriedades bastante uniformes são denominadas massas de ar. As massas de ar adquirem suas propriedades por permanecerem sobre determinada região da superfície da Terra por um período de tempo suficientemente longo para que as propriedades termodinâmicas — temperatura e umidade — alcancem praticamente um estado de equilíbrio, constituindo-se, assim, num volume praticamente homogêneo, com poucas variações dessas propriedades. Uma massa de ar pode ser definida como sendo uma grande porção de ar que apresenta homogeneidade horizontal de temperatura e umidade. Apresenta propriedades físicas quase uniformes a um mesmo nível de altitude, principalmente no que se refere à temperatura e umidade. As massas de ar se formam sobre grandes áreas uniformes de terra ou de água, sobre as quais a circulação do vento é fraca. Sob tais condições, o ar próximo à superfície vai, de modo gradual, adquirindo características uniformes que se aproximam daquelas da superfície, enquanto que o ar superior vai se ajustando às condições de temperatura e umidade da camada logo abaixo. Os principais processos que permitem esse ajustamento são a radiação, a convecção vertical, a turbulência e o movimento horizontal do ar (advecção). As massas de ar são, eventualmente, carregadas pela circulação geral da atmosfera para longe de suas regiões de origem. Dessa forma, o ar tropical, quente e úmido equatorial é na direção dos pólos, enquanto que ar polar, frio e seco, se desloca para o equador terrestre. À medida que as massas de ar se deslocam, tendem a reter usas propriedades, principalmente em altitude. As camadas da superfície modificam-se, em função das superfícies sobre as quais se deslocam. As 11 propriedades da região-fonte, sobre a qual a massa se originou, irão refletir as suas características e, por conseguinte, a própria denominação que identificará a massa de ar. Assim, o sistema de classificação das massas de ar mais comumente usado baseia-se nas propriedades térmicas da superfície sobre a qual as massas se originam: massa equatorial (E), tropical (T), polar (P) Pode também ocorrer a formação de massas de ar em consequência do afundamento do ar troposférico superior, que acumula-se à superfície. Este fenômeno é denominado subsidência (S) e associa-se, em geral, à presença de uma alta pressão à superfície. Ao descer, o ar é comprimido adiabaticamente (isto é, sem realizar trocas de calor com o ambiente ao redor), resultando em uma massa de ar quente e seca. As características de umidade são representadas pêlos termos "continental" (c) e "marítima" (m), correspondendo ao ar seco e úmido, respectivamente. É comum também a utilização dos termos “Atlântico” (a) ou “Pacífico” (p), especificando o oceano de origem da massa de ar marítima. De acordo com esses critérios, uma massa de ar que se forma na região tropical, sobre o Oceano Atlântico, é identificada por Ta; originando-se na região polar continental, será representada por Pc. Enquanto a massa tropical do Pacífico, Tp, é quente e úmida, a continental polar, Pc. é seca e fria. Quando uma massa de ar se desloca de sua região de origem, ela vai progressivamente perdendo as características originais em conseqüência das trocas diabáticas com a superfície sobre a qual escoa e também em virtude dos movimentos verticais que vão ocorrendo. Ao se deslocar, caso a massa de ar seja mais "quente" do que a superfície, passa a ser identificada acrescentando-se-lhe a letra w. Caso contrário, acrescenta-se-lhe a letra k. Por exemplo, uma massa Ta, ao deslocar-se sobre o continente mais "frio", é identificada como Taw. Analogamente, uma massa Pc, ao deslocar-se sobre um oceano "quente", passa a Pck. Considerando os critérios de estabilidade e instabilidade da atmosfera, é fácil concluir que a massa Pck tende a ser instável, pois o ar frio polar, ao escoar sobre uma superfície quente, irá apresentar um decréscimo da temperatura com a altitude (isto é, um gradiente vertical de temperatura negativo) e convecção. Por outro lado, uma massa do tipo Tcw tende a ser estável, uma vez que a camada de ar junto ao solo, estando mais fria em relação às camadas mais baixas, criará uma situação em que o ar mais frio e denso se encontra abaixo de um ar mais quente e menos denso, inibindo os movimentos verticais. Nestas circunstâncias, partículas poluentes em suspensão serão impedidas de subir, concentrando-se próximo à superfície e prejudicando a visibilidade. Sobre a América do Sul, as massas de ar predominantes são as seguintes: a) Massa Equatorial Continental, Ec: forma-se basicamente sobre a Região Amazônica, área dominada por baixas pressões. Nela predominam os movimentos convectivos, intensificados pela convergência dos ventos alísios de nordeste e de sudeste. Sua atuação estende-se bastante ao sul no verão, retraindo-se ao máximo no inverno. b) Massa Equatorial Marítima, Em: ocorre sobre os oceanos Atlântico e Pacífico, resultante da convergência dos alísios (ZCIT — zona de convergência intertropical). Como tal, desloca-se latitudinalmente ao longo do ano, atingindo latitudes de até 8°S no verão; no inverno retorna ao Hemisfério Norte, aluando, inclusive, sobre o extremo norte do continente sul-americano. c) Massa Tropical Continental, Tc: está associada à baixa pressão predominante sobre a Região do Chaco, em consequência do grande aquecimento da superfície, especialmente no verão. Este superaquecimento continental dá origem a uma massa quente e seca, instável, apresentando intensa atividade convectiva, que se estende até 3.000 m. Apesar disso, as precipitações associadas são fracas, predominando céu pouco nublado, o que favorece ainda mais o aquecimento diurno e o resfriamento noturno. d) Massa Tropical Marítima, Tm: forma-se sobre os oceanos Atlântico e Pacífico, associada aos Anticiclones do Atlântico Sul e do Pacífico Sul. Os anticiclones, à superfície, induzem a subsidência do ar superior, como descrito anteriormente. Este ar subsidente, quente e seco, sobrepondo-se ao ar úmido e menos aquecido que repousa sobre a superfície oceânica, dá 12 origem a uma camada de inversão situada entre 500 e 1.500 m de altitude. Assim, a Tm é formada por duas camadas: uma inferior, fria e úmida, e outra superior, quente e seca. A umidade que se acumula na parte inferior da Tm dá origem à formação de nuvens do tipo cumulus de pequena extensão vertical; por isso provocam poucas chuvas, geralmente no litoral ou associadas à orografia, quando a massa desloca-se sobre o continente. No inverno, com o deslocamento do Anticiclone do Atlântico Sul para o continente, a Tm passa a ser uma massa puramente subsidente continental, Sc, incapaz de provocar sequer a formação de nuvens, predominando céu claro e ausência de chuvas, o que irá caracterizar a estação seca. A Tm do Pacífico exerce importante papel no tempo e no clima do Brasil, na estação do verão, por meio de um mecanismo que a associa com a Tc. Nessa estação a Tm do Pacífico transborda sobre a Cordilheira dos Andes, indo alimentar a depressão do Chaco sob a forma de brisa de montanha. Excetuando esse fenômeno, a Cordilheira dos Andes atua como um divisor entre as massas continentais a leste e as massas marítimas a oeste. e) Massa Polar Marítima, Pm: acha-se associada aos anticiclones migratórios que se localizam na região subantártica. Em virtude dos mecanismos de subsidência associados, a Pm é originalmente muito estável, mas, à medida que se desloca para o norte ou para o nordeste, a inversão desaparece e a massa passa a ser instável. Embora existam em todas as estações, são mais imensas no inverno e por isso desempenham maior destaque sobre o continente nessa estação, quando suas incursões atingem as baixas latitudes. f) Massa Antártica Continental, Ac: origina-se na mesma região durante todo o ano, isto é, sobre o Continente Antártico e áreas adjacentes permanentemente cobertas de gelo. Uma visão global das regiões-fonte, das configurações das massas de ar e do escoamento geral predominante sobre o Hemisfério Sul, ao verão e no inverno, é mostrada nas Figuras 8.1 (a) e 8.1 (b). Sobre o Brasil, a atuação das massas de ar é bastante variável ao longo do ano. A Figura 8.2 mostra o domínio geográfico médio das diversas massas nas quatro estações do ano. Em tal figura, "Ec" é o mesmo que "Ec"; "Em" o mesmo que "Em" etc. Por outro lado, CIT significa o mesmo que ZCIT (zona de convergência intertropical), sendo, portanto, a região de encontro entre os ventos alísios de norte e sul; a sigla ZD, ao contrário, significa a zona de divergência dos alísios do Hemisfério Sul, causada pela atuação do Anticiclone do Atlântico Sul, que promove os ventos dominantes de norte e nordeste, em especial quando aquele anticiclone aproxima-se ou situa-se sobre o continente brasileiro. 13 Fig. 8.2 – Domínio médio das massas de ar nas quatro estções do ano no Brasil. CIRCULAÇÃO SECUNDÁRIA OU LOCAL São Irregularidades dentro da Circulação Geral dos Ventos, podem ser locais dependendo da diferença de temperatura entre seus pontos. A. Brisa Marítima: Do oceano para o continente, é mais intensa no período da tarde e no verão. B. Brisa Terrestre: Do continente para o oceano, é mais intensa no período da noite e no inverno. C. Ventos de Vale: É mais intenso a tarde e no verão. Pode gerar Turbulência. D. Ventos de Montanha: É mais intenso a noite (de madrugada) e no inverno. E. Vento FOHEN: É o vento quente e seco que desce a encosta de uma montanha. F. Ventos de Monções: (Monção de Verão – Massas de ar Provenientes do oceano) (Monção de Inverno – Massas provenientes do continente seguindo para o oceano). G. Vento Catabático: Todo vento que desce a Montanha (SOTAVENTO) H. Vento Anabático: Todo vento que sobe a encosta de uma montanha. (BARLAVENTO) 14 Aplicações da Hidrostática A força de gravidade Uma partícula de massa unitária em repouso sobre a superfície da Terra, observada de um sistema de referencial em rotação com a Terra, está sujeita à uma forca centrífuga Ω2R, onde Ω é a velocidade angular de rotação da Terra e R é o vetor posição do eixo de rotação da partícula. O peso de uma partícula de massa m, em repouso na superfície da Terra é a forma de reação da Terra nessa partícula (força gravitacional “mg’”) e a força centrífuga. Então, a combinação da força gravitacional e da força centrífuga define a força de gravidade (comumente chamada de gravidade). g g '2 R (1) A força gravitacional é dirigida para o centro da Terra, enquanto a força centrífuga é dirigida para o espaço, mas perpendicular ao eixo de rotação da Terra. Portanto, a gravidade não é dirigida para o centro da Terra, exceto nos pólos e no Equador. A equação da hidrostática A pressão do ar em alguma altura na atmosfera é exatamente a força por unidade de área exercida pelo peso de todo o ar que repousa acima dessa altura (Wallace e Hobbs, 2005). Consequentemente, a pressão atmosférica diminuía com a altura. A força resultante agindo numa camada δz da atmosfera é proporcional à espessura da camada acima e a força de gravidade (Fig. 1). Se o resultante da força dirigida para cima (ou para fora) é igual a força dirigida para o centro da Terra, dizemos que a atmosfera está em balanço hidrostático (equilíbrio). Figura 7.1: Balanço das forcas verticais em uma atmosfera em equilíbrio hidrostático. Fonte: Holton, 1979. 15 Considera uma coluna vertical de ar sobre uma área horizontal (Fig. 7.1). A massa de ar entre z e z + δz na coluna é ρ δz, onde ρ é a densidade do ar na altura z. A força dirigida para baixo agindo nessa camada de ar é exatamente o peso do ar, ou seja, g ρ δz , onde g é a aceleração da gravidade na altura z. Considera-se agora, a força vertical que age na camada de ar entre z e z + δz devido a pressão do ar circundante. A variação da pressão na altura z para z + δz é igual a δp. Como a pressão diminui com a altura, δp é negativo. Além disso, a pressão no limite inferior da camada δz é levemente maior do que no limite superior da camada δz, assim a força vertical na camada é a força devido o gradiente de pressão dirigido para cima, isto é, – δp. Então para uma atmosfera em balanço hidrostático, p gz Ou p g z (2) A pressão em qualquer altura z é igual ao peso do ar em repouso na coluna vertical sobre uma área acima daquele nível. Se a massa da atmosfera terrestre for uniformemente distribuída em todo globo, desconsiderando a topografia da Terra, a pressão no nível do mar seria 1013 hPa que é referida como atmosfera padrão, equivalente a unidade de medida 1 atm. Geopotencial O Geopotencial Φ em algum ponto da atmosfera da Terra é definido como o trabalho necessário para elevar a massa de 1 kg do nível do mar para esse ponto. O trabalho é feito contra o campo gravitacional da Terra. Assim, Φ é o potencial gravitacional por unidade de massa. As unidades do geopotencial são J.kg-1 ou m2.s-2. A força (em N ou kg.m. s-2) sobre 1 kg de massa na altura z acima do nível do mar é numericamente igual a g. Então o trabalho (J) para elevar 1 kg de massa de z para z + δz é gdz (dz = z1 – z2). d gdz (3) Considerando eq. (2), d 1 dp (4) O geopotencial na altura z é dado pela eq. (3) onde Φ ao nível do mar deve ser zero (z = 0) por convenção. O geopotencial em um particular ponto na atmosfera depende somente da altura desse ponto e não do caminho pelo qual a unidade de massa tomou para chegar nesse ponto. O trabalho executado para elevar uma massa de 1 kg de um ponto A com geopotencial ΦA para um ponto B com ΦB é igual a chamada altura geopotencial Z, defina então como, 16 Z g0 (5) Onde g0 é a aceleração média da gravidade na superfície da Terra (frequentemente considerada como 9,81 m.s-2). A altura geopotencial é usada como uma coordenada vertical em muitas aplicações atmosféricas em que sua energia tem um papel importante, por exemplo, nos movimentos atmosféricos de grande escala. A tabela 1 mostra os valores de z e Z, onde são aproximadamente iguais na mais baixa atmosfera onde g ~ g0a o. Tabela 2: Valores de altura geopotencial (Z) e aceleração da gravidade (g) em 40º lat para altura geométrica (z). Fonte: Wallace and Hobbs, 2006. Z (km) 0 1 10 100 500 g (m.s-2) 9.81 9.80 9.77 9.50 8.43 z (km) 0 1.00 9.99 98.47 463.6 Em meteorologia, não é conveniente utilizar a densidade de um gás (ρ), porque este geralmente não é medido. Assim, considerando a eq. (3) e a equação do gás ideal temos que, p pg z RT (6) Ou, através da Temperatura Virtual (temperatura que o ar seco poderia ter a mesma densidade do ar úmido considerando a mesma pressão), p pg z Rd Tv (7) E considerando a eq. (4), temos que, d Rd Tv dp p (8) Integrando entre os níveis de pressão p1 e p2, com geopotencial Φ1 e Φ2, respectivamente, 2 1 d p2 p1 Rd Tv dp p (9) ou 17 2 1 Rd p2 p1 dp p Tv (10) Como pela eq. (5), temos, R Z 2 Z1 d g0 p2 p1 Tv dp p (10) Essa diferença Z2 – Z1u é referida como espessura (geopotencial) de uma camada entre os níveis de pressão p1 e p2. Equação hipsométrica (hipsometria: medição de altura) Uma atmosfera isotérmica, por exemplo, temperatura constante com a altura (isto é, Tv = cte), então, Z 2 Z1 H ln p1 p2 (10) Ou H RT g0 (11) Sendo H uma escala de altura H = 29,3 T (T em Kelvin). Essa escala de altura é aproximadamente bem aplicável em baixos níveis onde existe turbulência e os gases em geral, são proporcionalmente misturados, satisfazendo R. Já acima do nível de influencia da turbulência, a distribuição vertical dos gases é controlada pela difusão molecular. Então, a escala de altura deve ser definida individualmente para cada gás presente no ar. Entretanto, essa aproximação é muito grosseira, pois a temperatura na atmosfera varia com a altura. Porém, a eq. 10 pode ser integrada se definirmos uma temperatura virtual média (Fig. 7). Figura 7.2: Perfil vertical da Tv. Se área ABC = área CDE, então tem-se Tv média para In p entre os níveis de p1 e p2. Wallace and Hobbs, 2006. 18 Z 2 Z1 Rd Tv p ln 1 g0 p2 (12) A eq. 12 é chamada de equação hipsométrica. Antes do advento dos sensores remotos da atmosfera por radiômetros a bordo dos satélites, a espessura era estimada exclusivamente de dados de radiossondas, que mediam a pressão, temperatura, umidade em vários níveis na atmosfera. A Tv em cada nível era calculada e os valores médios de varias camadas eram estimados usando o método gráfico como ilustrado na Figura 7.2. Hoje é possível construir mapas topográficos da distribuição da altura geopotencial em uma determinada superfície de pressão. Em movimentos de uma dada superfície de pressão para outra acima ou abaixo desta, a mudança na altura geopotencial é geometricamente relacionada com espessura dessa camada e diretamente proporcional a Tv média da camada. Portanto, se a distribuição 3-dimensional da Tv é conhecida em conjunto com a distribuição da altura geopotencial em uma superfície de pressão, é possível inferir na distribuição da altura geopotencial de alguma outra superfície de pressão. A mesma relação hipsométrica entre o campo de temperatura 3-dimensional e a amostra de uma superfície de pressão pode ser usada qualitativamente para uma boa noção da distribuição e estrutura dos sistemas de altas e baixas pressões. A figura 8(a) mostra um exemplo ilustrativo do ar próximo ao centro de um furacão, que é mais quente do que o ar circundante. Consequentemente, a intensidade da tempestade relativa a depressão das superfícies isobáricas precisa diminuir com a altura. Os ventos em tal centro de baixa quente sempre exibem maior intensidade próximo a superfície e diminuem com o aumento da altura. Por outro lado, algumas baixas nos níveis superiores não estendem-se até a superfície (Fig 8b). De acordo com a equação hipsométrica, essas baixas devem ter o centro frio abaixo do nível em que elas alcançam suas maiores intensidades e centro quente acima deste nível. Figura 8: Seção transversal de um plano em longitude e altura. As linhas sólidas indicam superfícies de pressão constantes. Regiões em vermelho (azul ) indicam espessura maior (menor) do que área adjacente. Fonte: Wallace and Hobbs, 2006. 19 Figura 9: Estrutura de sistemas de baixas e altas pressões. Fonte: INMETt e CPTEC Redução da pressão ao nível do mar Em regiões montanhosas a diferença na pressão de superfície de uma estação de observação para outra é fortemente influenciada pela elevação do terreno. Para obter um consistente mapa de pressão, importante para analise de sistemas sinóticos (por exemplo), é necessário reduzir a pressão a um nível de referência, ou seja, o nível do mar. Assim, para uma camada entre a superfície da Terra e o nível do mar a eq. (12) assume que, Z 2 H . ln p1 p2 (13) Onde Z1 = 0. Resolvendo para a pressão ao nível do mar p1. Z p1 p2 . exp 2 H (14) Considerando altitudes de poucos metros acima do nível do mar e os valores típicos de Z2 ~ 1000 hPa e H médio 8000 m, a correção da pressão é ~ 1 hPa para cada 8 m. 20 REVISÃO DE ALGUNS CONCEITOS BÁSICOS VELOCIDADE ANGULAR A velocidade angular de um sistema representa a taxa de giro do mesmo em tomo de um determinado ponto ou eixo de referência. Matematicamente, é o ângulo descrito na unidade de tempo, tendo como unidade radianos por segundo. No caso da Terra, nosso planeta realiza um giro completo em tomo de seu eixo de rotação em aproximadamente 24 horas. Portanto, sua velocidade angular é de aproximadamente 7,3 x 10 rad s . O movimento de rotação pode também ser descrito em termos de velocidade linear, ou seja, se uma partícula descreve um arco δS no tempo δt, como ilustra o esquema na figura 10. 3 -1 Figura 10 – Relação entre a Velocidade angular e tangencial (linear). FORÇA CENTRÍPETA De acordo com a primeira lei de Newton, um corpo em movimento continuará em movimento, com velocidade constante, a menos que uma força resultante externa atue sobre ele. Isto significa que, para um corpo deslocar-se em trajetória curva (mudando a direção de seu vetor velocidade), mantendo-se, entretanto, constante o módulo do vetor velocidade, alguma força deverá estar continuamente atuando sobre o mesmo, para modificar a direção do vetor velocidade. Esta é a força centrípeta. Observando, na Figura 2, a trajetória de uma partícula de A até B, em torno de O, tendo V 1e V2 o mesmo módulo e sendo, ambos, perpendiculares a r, e admitindo V1 = V2 = V (apenas em módulo), então pode-se escrever: at V (1) onde a é o módulo da aceleração da partícula. Figura 11 - Trajetória de uma Partícula em Movimento Circular. Como /t=, 21 (2) (3) As equações 2 e 3 são formas distintas da força centrípeta por unidade de massa ou, simplesmente, aceleração centrípeta. Como os vetores V1 e V2 são ambos, perpendiculares a r, o vetor a será dirigido para O. daí o sinal negativo em 2. CONSERVAÇÃO DO MOMENTO ANGULAR O momento angular L de uma partícula, em relação a um ponto de referência (origem), é o produto vetorial do vetor posição da partícula r , pelo "momentum" (quantidade de movimento) p de tal partícula, isto é, (4) sendo p = mV, em que m representa a massa da partícula e V o vetor velocidade. Obviamente, pela definição, o momento angular é um vetor perpendicular ao plano formado pelos vetores r e p. . Como se pode demonstrar (veja nos textos básicos de Física), "o momento angular de um sistema permanece constante, a menos que seja aplicado um torque externo a esse sistema". Essa é a lei da conservação do momento angular. A título de exemplo, considere o movimento circular de uma partícula, ilustrado na Figura 3. O momento angular dessa partícula será: (5) em que j é um vetor unitário perpendicular ao plano formado pêlos vetores r e V(regra da mão direita). Figura 12 - Momento Angular de uma Partícula que se Move num Círculo de Raio r, com Velocidade V. Tomando apenas o modulo do momento angular L e por unidade de massa, tem-se 22 finalmente: L=r.V (6) A única força responsável por esse movimento circular (com velocidade constante em módulo) é a força centrípeta, a qual é dirigida para a origem, não imprimindo, portanto, torque à partícula (em relação à origem). Assim, pela lei da conservação do momento angular, a quantidade (r. V) é CONSTANTE, isto é, L = r . V = . r2 = Constante, (7) ou seja, diminuindo-se r, então V e aumentam, e vice-versa. Esta situação pode ser facilmente comprovada numa simples experiência prática. Considerar-se-á uma pessoa girando uma pedra presa a um fio, com velocidade V e raio r, como na Figura 4. Se, de repente, o fio começar a se enrolar no dedo de tal pessoa, observar-se-á que a velocidade V aumentará na medida em que a pedra for se aproximando do dedo (raio diminuindo). Não se deve esquecer, entretanto, de que a equação (7) só é válida na ausência de torque externo resultante (por causa da fricção etc.). Figura 13 – Exemplo de conservação do momento angular. No caso da Terra, para parcelas de ar que giram em planos perpendiculares ao seu eixo de rotação, a equação (7) deve ser reescrita como: LR t 2 cos2 (8) uma vez que r R tcos, sendo R t o raio da Terra. Figura 14 - Relação Entre o Raio da Terra, R t , a Latitude, e a Distância do Eixo de 23 Rotação na Superfície em que Ocorre o Movimento, r. Como exemplo, imagine-se uma parcela de ar no Equador, inicialmente em repouso com relação à superfície da Terra, e, portanto, com velocidade V R t (em razão do movimento de rotação da Terra) relativa a um referencial inercial, como o das três estrelas fixas. Se essa parcela for forçada a se deslocar em direção a um dos pólos, por meio de alguma força dirigida para o eixo de rotação da Terra, ela chegará à latitude com uma velocidade V ' V / cos, pela conservação do momento angular. Se, por exemplo, for igual a 60°, V ' 2V , o que mostra que a parcela, inicialmente em repouso no equador, terá uma velocidade na direção oeste-leste (em relação à Terra) cada vez maior, à medida que ela se desloca em direção aos pólos. Aplicações da conservação do momento angular são muito úteis ao estudo da dinâmica da atmosfera, como será visto adiante. Sistema de Equações Atmosféricas Baseados na forças fundamentais que atuam na atmosfera, os movimentos são governados por 3 princípios básicos. Conservação de massa, momentum e energia. Matematicamente eles são expressões pelo sistema de equações abaixo. Equação do Movimento (momentum) A equação da termodinâmica e suas aplicações foram desenvolvidas no eixo específico de termodinâmica. A equação da continuidade, que expressa o princípio de conservação de massa (ou volume), possui dois termos, que indicam fisicamente que a variação da densidade de um sistema esta diretamente relacionada com a convergência ou divergência de massa. A figura 6 mostra os termos da equação e seu significado físico. Figura 15 - Significado físico dos termos da equação da continuidade. 24 Através da relação da equação de estado, a redução da densidade do ar (d/dt < 0) devido ao aquecimento ou a redução pressão, está associada à convergência de massa (. V < 0). Como exemplo, temos o aquecimento na região equatorial que gera os movimentos convectivos nesta região. A relação inversa também é válida. Um aumento na densidade do ar (d/dt > 0) devido ao resfriamento do ar ou o aumento da pressão, está relacionado com divergência de massa (. V > 0). No cinturão dos anticiclones subtropicais (em torno de 30S e 30N), encontramos o ar frio subsidente (descendente) que diverge nestas regiões e inibe a formação de precipitação. No caso de não haver variação da densidade do ar (ar incompressível), o termo de divergência é nulo, não havendo nem convergência nem divergência de massa. Já a equação do movimento, que expressa a conservação de momentum , mostra matematicamente a relação da aceleração do movimento tridimensional na atmosfera com as forças inerciais e não-inercias responsáveis por este movimento. A figura 7 mostra os termos da equação e seu significado físico. Figura 7 - Significado físico dos termos da equação da continuidade. É importante ressaltar que o movimento na atmosfera pode se dar tanto no plano horizontal (componentes Vx e Vy do vetor V), como na vertical, através da componente Vz. ANÁLISE DE ESCALA Existem alternativas para se resolver estas equações, quer seja para fins diagnósticos, ou para fins prognósticos. Uma delas é usar amplamente os princípios de análise e previsão numérica das técnicas computacionais. Desde o advento do primeiro supercomputador (ENIAC), os meteorologistas têm sido os primeiros usuários. Os grandes centros de previsão de tempo, como o CPTEC no Brasil, possuem os melhores supercomputadores disponíveis, e mesmo assim ainda existem limitações na atividade de previsão, em virtude das limitações dos computadores, sem entrar no mérito da limitação da distribuição espacial heterogênea dos dados e sua acurácia. Outra alternativa, largamente empregada, é fazer simplificações nas equações, tornado-as simples e de fácil manuseio para soluções analíticas ou numéricas. Essa técnica baseia-se no princípio de análise de escala, ou seja, busca-se na natureza os valores típicos das diversas grandezas envolvidas nas equações. De posse destes dados, calcula-se a ordem de grandeza dos termos existentes na equação. A partir daÍ, escolhe-se a aproximação mais conveniente, de acordo com as características físicas do fenômeno a ser estudado. Visando compreender melhor a importância dos termos da equação do movimento em 25 escala sinótica, associados a mudanças de tempo em latitudes médias (45) e na escala espacial de 1000 Km, os valore típicos são os seguintes: Parâmetro de Coriolis fo ~ 10-4 (admensional) A figura 8 mostra os termos da equação do movimento nas componentes horizontais (X e Y) e as respectivas ordem de grandezas. Percebe-se que dois termos destacam-se por possuíres maiores grandezas. São os termos de Coriolis (força de Coriolis) e do gradiente de pressão). Esta aproximação resultará em uma equação simples, mas altamente relevante denominada aproximação geostrófica. Figura 16 - Resultado da aproximação geostrófica através da análise de escala. Para se analisar os movimentos atmosféricos deve-se considerar pelo menos duas camadas distintas na atmosfera. A CAMADA LIMITE PLANETÄRIA, que se estende desde a superfície até no máximo 3 Km de altura, onde o perfil de velocidade depende fortemente da da rugosidade do solo (Força de atrito), do gradiente de temperatura junto a superfície e do módulo da velocidade do ar. Quanto maior a influência do atrito, menor a velocidade do vento. Acima dessa camada temo a ATMOSFERA LIVRE, onde as forças viscosas se anulam e o escoamento não sofre o efeito do atrito. Nessa região trataremos a seguir do estudo dos ventos “teóricos” na atmosfera. VENTO GEOSTRÓFICO A aproximação geostrófica é o resultado do balanço entre a força de coriolis e do gradiente de pressão. A figura 9 mostra o exemplo de uma circulação anticiclônica no HN, com o giro no sentido horário. Como a força gradiente de pressão (FP) atua sempre das altas em 26 direção as baixas pressões, e a força de coriolis (FCO) é perpendicular ao movimento, desviando para a direita (esquerda no HS), a aproximação geostrófica somente será válida quando o vento “soprar” paralelo as isóbaras. Figura 17 - Movimento geostrófico ao longo das isóbaras no HN. Segundo Holton (1979), o vento geostrófico “sopra” paralelo as isóbaras ou isoípsas (igual geopotencial) deixando valores mais altos a esquerda no Hemisfério Sul e a direita no Hemisfério Norte (Lei de Buys-Ballot). A aproximação geostrófica em latitudes média permite estimar vento com erro de 10 a 15% e, não possui aplicação prática na Região Tropical. Como o parâmetro de coriolis é dado pela relação fo=2sen(), onde é a velocidade angular da Terra e a latitude do local, conclui-se que o vento geostrófico é uma boa aproximação do vento real na atmosfera livre, exceto nas vizinhanças do Equador (sen() -> 0) e em onde o escoamento é excessivamente curvo, como nos centros de altas e baixas pressões. Da expressão do vento geostrófico conclui-se também que Vg é maior à proporção que aumenta o gradiente de pressão e diminui a densidade do ar. VENTO GRADIENTE Como se viu, o vento geostrófico deixa de ser uma boa aproximação do vento real próximo ao Equador e em escoamentos excessivamente curvos, como em torno dos ciclones e anticiclones em ambos os hemisférios. A aproximação desse tipo de movimento denomina-se vento gradiente e é o resultado do balanço entre a força de coriolis, do gradiente de pressão e da força centrífuga. Este escoamento ocorre tangente as isóbaras, as quais são curvas, e também ocorre na atmosfera livre, desprezando-se os efeitos de fricção e o módulo do vento é constante. A figura 10 mostra balanço de forças da circulação do vento gradiente ao longo dos centros de alta e baixa pressão no HN. No caso do centro de baixa pressão (giro antihorário no HN e horário no HS), a força gradiente de pressão (FP) é contra balançada pela força de coriolis (FCO) e a centrífuga (FCE). Já no centro de alta pressão (giro horário no HN e anti-horário no HS), a força de coriolis (FCO) é contra balançada pela força gradiente de pressão (FP) e pela força centrífuga (FCE). Figura 18 – Balanço de forças associado ao vento gradiente no HN. 27 Algumas comparações, bem como observações práticas podem ser concluídas: - o vento gradiente torna-se cada vez mais fraco ao aproximarmos de um centro de alta pressão, ocorrendo o inverso nas baixas pressões. - teoricamente, o vento geostrófico é maior que o vento gradiente na circulação ciclônica, e o gradiente supera o vento geostrófico na circulação anticiclônica. - as aproximações geostrófica e gradiente em latitudes média permite estimar vento com erro de 10 a 15%. Nos trópicos o uso do vento gradiente torna-se imperativo devido à presença dos ciclones tropicais. VENTO CICLOSTRÓFICO Trata-se de uma circulação de escala horizontal suficientemente pequena, como nos tornados e redemoinhos, onde a força de coriolis pode ser desprezada quando comparada a gradiente de pressão. É fácil verificar que esse escoamento ocorre próximo a BAIXA PRESSÃO. Portanto, é considerado um caso particular do vento gradiente (Coriolis é desprezada em relação ao gradiente de pressão). Como exemplo, podemos citar um escoamento atmosférico curvo com escala horizontal pequena (Ex: tornados – raio ~300m e ventos fortes ~ 30m/s = 108Km/h). A figura 11 mostra o balanço de forças do vento ciclostrófico para o HN. Figura 19 - Balanço de forças associado ao vento ciclostrófico no HN. VENTO TÉRMICO Embora o regime dos ventos da média e alta troposfera seja bastante diferente de superfície, esses regimes estão relacionados entre si através da temperatura média da camada. Isso pode ser demonstrado matematicamente através da equação do vento térmico, mostrada abaixo. Onde Vg 2 é o vento geostrófico no nível inferior e Vg1 é o vento geostrófico no nível superior. Essa denominação só existe pelo fato desse vento existir somente se exista uma gradiente horizontal de temperatura ao longo das superfícies isobáricas, pois matematicamente, o vento térmico também pode ser expresso pelas equações abaixo. (13) ou (14) 28 A figura 12 ilustra graficamente a relação do vento térmico entre duas superfícies isobáricas de 1000 (2) e 500 (1) hPa. Vg 2 e Vg1 representam o vento nestes níveis, respectivamente. Seus módulos, assim como do vento térmico, são inversamentes proporcionais ao afastamento das isolinhas e, consequentemente, diretamente proporcionais ao gradiente. Figura 20 – Relação entre o Vento Térmico (VT) e o vento geostrófico nos níveis 500 hPa (Vg1) e 1000 hPa (Vg2) e campo de espessura da camada 1000/500 hPa. A análise da figura mostra que o vento térmico “sopra” paralelo as isotermas, ou isolinhas de espessura (equação de espessura da camada em termodinâmica), deixando o AR FRIO a DIREITA e AR QUENTE a ESQUERDA – HS. Por esta discussão, conclui-se que variações horizontais da temperatura (devido ao diferencial de radiação com a latitude, ou ao aquecimento diferencial entre oceanos e continentes, são responsáveis pelo cizalhamento vertical do vento. Isso é mais evidente próximo as regiões temperadas, onde as variações térmicas são mais intensas. Daí o vento apresentar uma maior intensidade nessas regiões. Nos trópicos, as variações são pequenas e o vento varia pouco na vertical. O contrário também é válido. Ao se medir o vento na vertical, podemos tirar conclusões sobre a advecção horizontal de temperatura. Matematicamente, a adveção térmica é dada pela equação abaixo, AT V.T (15) onde fisicamente podemos afirmar que o vento é o responsável pela advecção (transporte) térmica na camada. A figura 13 mostra dois exemplos de advecções fria (a) e quente no HS. Figura 21 – Exemplos de advecções fria (a) e quente no HS. 29 VARIAÇÃO DO VENTO COM A ALTURA Através da relação do vento térmico, conhecendo campo de temperatura e vento Vg 2 numa superfície mais baixa (p2) é possível estimar o vento Vg1 na superfície mais alta (p1), através da relação abaixo. Vg1 =VT+ Vg2 (16) A análise da figura 14 mostra que há advecção quente da situação 1 para a situação 2, pois houve um acréscimo de temperatura na camada. Conseqüentemente o ângulo entre Vg 2 e Vg1 sofreu uma variação anti-horária no HS. Por analogia, uma advecção fria está associada com o giro horário do vento de baixo para altos níveis. O inverso ocorre no HN. No caso de ocorrer advecção fria, a temperatura da camada diminui rapidamente c/ altura, gerando instabilidade. Caso ocorra advecção quente: temperatura aumenta c/ altura, gerando estabilidade. Figura 22– Advecção quente associado ao giro do vento no sentido anti-horário no HS. As figuras abaixo mostram exemplos de aplicação dos conhecimentos de vento geostrófico, gradiente e térmico, associados as advecções térmicas na troposfera. Figura 23 – Exemplo de circulação em superfície geostrófica e gradiente e do sentido do vento térmico no HS. 30 Figura 24 – Exemplo do giro horário e anti-horário do vento geostrófico associado a adveção fria e quente, respectivamente, no HS. REFERÊNCIAS BIBLIOGRÁFICAS H.B. Bluestein 1992. Synoptio-Dynamic Meteorology at Midlatitudes, Volume I -""Chapter I, Oxford University Press. Holton, J. 1979. Introduction to Dynamic Meteorology. IAG-USP. Apostilas de Meteorologia Sinótica. http://www.master.iag.usp.br/ensino/sinotica/M_eugenia/Apostilas_Novas_Sinotica. Acesso em 29/06/2004. Pettersen, S. Weather Analysis and Forecasting. 2a Edição, Vol. II, McGraw-Hill Book Co., Inc, New York, 1956 Simge. Instabilidade Atmsoférica. http://www.2xr.com.br/simge/grupo/diversos/Instabilidade.html. Acesso em 29/06/2004. Goler, R. 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