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 Muza INTRODUÇÃO A radiação é de grande importância para a vida na Terra. Os diferentes fluxos de radiação recebidos ou emitidos pela superfície terrestre intervêm diretamente no armazenamento térmico do planeta como um todo, não importando o lugar da superfície da Terra ou de sua atmosfera. Todo corpo com temperatura maior do que zero absoluto (0,0 Kelvin) emite radiação na forma de onda eletromagnética, devido à movimentação dos átomos, produzindocampos elétricos e magnéticos em conjunto. Tipos de Ondas As ondas são caracterizadas por sua amplitude (m), freqüência (f, em Hz) e comprimento da onda (em metros), e. A equação 1 mostra que a freqüência e o comprimento da onda estão relacionados através da velocidade de propagação da onda (c, em ms-1). c . f (1) A freqüência é o número de ondas que passa por um determinado ponto em uma unidade de tempo (geralmente em segundos), sendo esse intervalo de tempo denominado por período (T). Portanto o período é o inverso da freqüência, como apresentado na equação 2. T 1 f (2) Se uma determinada onda é curta (isto é, possui menor comprimento de onda), uma quantidade maior de ondas passa num mesmo ponto dentro de um mesmo período. Ondas eletromagnéticas propagam-se com velocidade aproximada de 300.000 km/s, podendo concluir da equação 1 que as ondas curtas são ondas de alta freqüência. Analogamente, ondas longas (com maior comprimento de onda) são ondas de baixa freqüência. A amplitude da onda (A, em metros) é a distância do meio da onda até a crista ou do meio da onda até o cavado, enquando que a distância cavado-crista e chamada de altura da onda . Figura 1 – Comprimento de onda 1 Processos de contabilização Radiação solar Pode-se subdividir em várias categorias a medida dos fluxos de radiação solar que chegam até as camadas inferiores da atmosfera como é mostrado na Figura 2: Irradiância solar direta: medida sob uma incidência normal. Não interage com a atmosfera. Depende exclusivamente da latitude, época do ano e horário do dia. Fotoperíodo é período de tempo em que existe radiação solar direta em um dia (do nascer ao ocaso). Depende da latitude e época do ano (Figura 3). Figura 2 – Componente da radiação solar que penetram na atmosfera terrestre. Figura 3 – Medidas de fotoperíodo em várias latitudes. O instrumento de medição da radiação solar direta é o pireliômetro (Figura 4). Neste instrumento, o sensor e protegido da radiação difusa, sendo posicionado, em geral, na extremidade inferior de um tubo. Existem recursos técnicos que garantem não somente 2 um direcionamento preciso, mas também o deslocamento do aparelho em sincronia com o deslocamento aparente do Sol. Irradiância solar difusa. Também conhecida por radiação do céu. É a radiação que sofreu uma difusão ou uma reflexão ao atravessar a atmosfera. Proveniente do céu das seguintes formas: Espalhamento. Radiação é apenas refletida (mantém o mesmo comprimento de onda e frequência) para várias direções, sendo espalhada; Reflexão. A radiação é simplesmente refletida predominantemente na direção contrária à qual se propagava; Absorção e emissão. O objeto absorve a radiação e irá emitir a radiação à sua temperatura, seguindo a Lei de Planck, podendo ser em outros comprimentos de onda. Uma característica da radiação difusa é que ela penetra mais eficientemente nos vegetais do que as outras formas de radiação. Para medir a radiação difusa, basta sombrear o piranômetro com um anel (Figura 8b), ajustado de tal forma que a radiação direta não incida sobre o sensor, o que pode ser obtido mediante o ajuste diário do sistema. Ao invés do anel, pode-se também utilizar um disco situado a uma distancia tal que sua sombra proteja o sensor contra a radiação direta. Em ambos os casos é feita, posteriormente, a correção de abóbada, que significa corrigir os dados em conseqüência da obstrução parcial da abóbada celeste pelos elementos sombreadores. Assim, mediante o uso de um piranômetro sombreado e outro livremente exposto, obter-se-ão a irradiância difusa e a global, respectivamente. A diferença entre a irradiância global (total) e a difusa é a irradiância solar direta. Com isso, substitui-se o pireliômetro mediante o uso combinado de dois piranômetros. Obviamente, dispondo-se de um pireliômetro e de um piranômetro, obter-se-á igualmente a irradiância solar difusa. Irradiância solar global é a radiação total que atinge a superfície da terra, recebida sobre uma superfície horizontal. Este tipo de radiação compreende a radiação que provêm diretamente do disco solar e a radiação que sofreu espalhamento e múltiplas reflexões ao atravessar a atmosfera (radiação direta mais a radiação difusa). Para medir a irradiância solar global sobre uma superfície plana horizontal, a diversificação de instrumentos é ainda maior. Os mais comuns são os PIRANÔMETROS e os ACTINÓGRAFOS, como mostrado nas figuras 4c e 4d. Os sensores, por sua vez, variam entre anéis metálicos concêntricos, alternando "cores" branca e preta; seqüência de placas de cobre, pintadas alternadamente de branco e preto; destilação líquida em conseqüência da absorção da energia incidente; termopilhas diferenciais com junções quentes e frias, acopladas a absorvedores preto e branco, que se orientam na forma estelar. Um piranômetro de ampla utilização é o PIRANÔMETRO EPPLEY, cujo sensor e constituído de termopilhas diferenciais, ou seja, uma seqüência de termopares dispostos em serie, em que a metade das junções se mantém a uma dada temperatura, enquanto a outra é aquecida. Obtêm-se, dessa forma, correntes relativamente intensas, que podem ser medidas em microamperímetros, para leituras instantâneas ou registros contínuos. 3 (b) (a) (d) (c) Figura 4 – Instrumentos de medida de radiação direta: pireliômetro (a); difusa: piranômetro com anel (b) e global para estação convencional: Actinógrafo (c) e automática: piranômetro (d). A relação entre radiação difusa e a radiação global varia de forma muito sensível e é igual a uma unidade quando o céu está muito coberto, e diminui abaixo de 0,1 quando o céu está extremamente claro. Após a absorção pelo oxigênio e pelo ozônio nas camadas superiores da atmosfera, o limite inferior da radiação solar de curtos comprimentos de onda recebido pela superfície terrestre é de aproximadamente de 290 milimicrons. Para a radiação de grandes comprimentos de onda, o limite inferior, definido de maneira a excluir menos de 1% da radiação solar, é 4 aproximadamente. As figuras 5 e 6 mostram exemplos da variação diária da radiação global e difusa para diferentes condições atmosféricas. 1200 1000 800 600 400 200 0 6 8 10 12 14 TEMPO(h) 16 18 1200 DENSIDADE DE FLUXO (W/m2) DENSIDADE DE FLUXO (W/m2) DENSIDADE DE FLUXO (W/m2) 1200 1000 800 600 400 200 0 6 8 10 12 14 TEMPO(h) 16 18 1000 800 600 400 200 0 6 8 10 12 14 16 18 TEMPO(h) (a) (b) (c) Figura 5 – Variação diária da irradiância solar global para dias de céu claro (a), parcialmente nublado (b) e nublado (c). 4 600 500 400 300 200 100 0 6 8 10 12 14 16 18 TEMPO(h) DENSIDADE DE FLUXO EXT.(W/m2) DENSIDADE DE FLUXO EXT. (W/m2) DENSIDADE DE FLUXO EXT. (W/m2) 700 700 700 600 500 400 300 200 100 0 6 8 10 12 14 TEMPO(h) 16 18 600 500 400 300 200 100 0 6 8 10 12 14 16 18 TEMPO(h) (a) (c) (b) Figura 6 – Variação diária da irradiância solar difusa para dias de céu claro (a), parcialmente nublado (b) e nublado (c). Brilho solar A duração do brilho solar diário pode ser obtida mediante o uso do HELIÓGRAFO, que e um aparelho de fácil manuseio e largamente utilizado em observações meteorológicas de rotina. Radiação terrestre Por radiação terrestre, entende-se a radiação térmica emitida pela terra e pela atmosfera. Do nível do solo até a altitude de 80 km ou mais, a temperatura varia geralmente entre –80 °C e +40 °C, e o domínio espectral desta radiação (escolhido definido de maneira a excluir menos de 1% da radiação de um corpo negro em cada extremidade) é definido pelos limites extremos de 4 e 100 aproximadamente. Nenhum dos três gases atmosféricos (nitrogênio, oxigênio e argônio) absorve radiação nesta banda do espectro eletromagnético, mas o vapor d’água, o dióxido de carbono e o ozônio apresentam bandas de absorção importantes. O solo e as nuvens, que apresentam comportamento mais ou menos de corpo negro, emitem radiação nesta banda de comprimentos de onda. A radiação terrestre é um fluxo difuso e é habitualmente medida como a energia que atravessa uma superfície horizontal de área unitária por unidade de tempo. Radiação total Por radiação total, devemos entender a soma das radiações solar e terrestre. O fluxo de duas componentes de radiação passando por um plano horizontal é denominado de balanço de radiação. Terminologia e unidades A simbologia utilizada neste texto é baseada na terminologia das grandezas e instrumentos de radiação, adotada pela Comissão de Instrumentos e Métodos de Observação (CIMO) da Organização Meteorológica Mundial em colaboração com a Comissão de radiação da Associação Internacional de Meteorologia e de Física da Atmosfera. Para expressar o fluxo energético por unidade de superfície no Sistema Internacional (SI), é conveniente utilizar preferencialmente o watt por metro quadrado (W m-2) e para a quantidade de energia radiante por unidade de superfície, o joule por metro quadrado (J m-2) ou o watt-hora por metro quadrado (W-h m-2). 5 Em utilização em alguns certos países, uma caloria por centímetro quadrado é chamada de Langley, de tal modo que a unidade correspondente de fluxo energético é o Langley por minuto (ly min-1). RADIAÇÃO À SUPERFÍCIE DO SOLO É a contabilização líquida entre toda a energia radiante recebida e perdida pela superfície. A figura 7 representa a superfície do solo. À esquerda está representada o saldo de radiação de ondas curtas e a direita o de ondas longas. Figura 7 – Saldo de radiação de ondas curta (esquerda) e longas à superfície. Ondas Curtas Diferença entre a radiação global incidente (Rg) e a radiação refletiva (Rref) pela superfície. Indica, por exemplo, a utilização de energia por determinadas culturas ou outras aplicações em meteorologia. Expressa pela equação 5: SRoc = Rg – Rref (5) onde Rref pode ser expressa pela equação 6: Rref= Rg (6) SRoc = Rg(1-) (7) Substituindo (6) em (5), temos: sendo o albedo da superfície, o qual é a fração da radiação de ondas curtas que é refletida pela superfície. Conhecendo-se o albedo da superfície, o termo SRoc pode ser determinado a partir de estimativas (ou medições) da irradiância solar global à superfície do solo. O albedo do solo varia com inúmeros fatores: coloração do solo, teor de umidade, tipo de cobertura vegetal, entre outros. O albedo do solo sem vegetação é dependente do tipo de solo. Além disso, o solo seco pode apresentar uma variação de albedo entre 8% e 40% e o solo úmido, entre 4% e 20%. Esta diminuição com o teor de umidade pode ser explicada devido ao fato de que o albedo da água é significantemente menor do que o albedo do solo seco. Superfícies vegetadas exibem albedos diferentes, de acordo com 6 o desenvolvimento da cultura. A variação diária do albedo é afetada pela rugosidade da superfície, ângulo de elevação solar, razão entre radiação difusa e global, bem como pelas mudanças espectrais da radiação incidente. A tabela 1 mostra exemplos do valor do albedo para determinados tipos de solo. TABELA 1 – EXEMPLOS DE ALBEDO DE ALGUMAS SUPERFÍCIES Cobertura Albedo neve fresca 0,80 a 0,95 neve velha 0,42 a 0,70 solos arenosos secos 0,25 a 0,45 solos argilosos secos 0,20 a 0,35 solos turfosos 0,05 a 0,15 florestas coníferas 0,10 a 0,15 Ondas Longas Consiste na diferença entre a radiação infravermelha emitida pela Terra (Rol) e a que volta (Rol) da atmosfera (absorvida ou refletida por nuvens e vapor). Expressa pela equação 8: SRol = Rol - Rol (8) Ressalta-se que este saldo de radiação varia bastante com as condições da atmosfera. Total O saldo de radiação total é o somatório entre o saldo de radiação de ondas curtas (SRoc) e o saldo de radiação de ondas longas (SRol). Expresso pela equação 9: SRt = SRoc + SRol (9) O balanço de energia também pode ser obtido por meio de medições. Um dos equipamentos mais utilizados é o saldo-radiômetro. (“Net Exchane Radiometer” ). Sua resposta corresponde à diferença entre a irradiância total (ondas curtas mais longas) incidente na face superior do instrumento e a irradiância total incidente na face voltada para o solo. SISTEMA TERRA-ATMOSFERA Nem toda a energia solar interceptada pelo nosso Planeta é absorvida, sendo grande parte refletida de volta para o espaço. Essa fração refletida, que é cerca de 30% da radiação solar incidente, caracteriza o ALBEDO PLANETARIO. O sistema Terra-atmosfera, portanto, absorve cerca de 70% da energia solar interceptada. O sistema, por sua vez, re-irradia esta mesma quantidade de energia para o espaço, na forma de radiação de ondas longas, garantindo, assim, o equilíbrio térmico do Planeta. A Figura 8 mostra o balanço global médio de energia para todo o sistema Terraatmosfera. Nesta figura considerou-se a quantidade de energia solar incidente no sistema como 100%. Note-se que 19% são absorvidas na atmosfera, das quais 3% são absorvidas pelas nuvens. O albedo planetário, igual a 30%, compreende a reflexão pelas nuvens (20%), a reflexão pela superfície da Terra (4%) e o espalhamento pelas moléculas da atmosfera (6%). Observe-se que o solo absorve 51%, dessas 27% correspondem à radiação direta, e 24% correspondem à radiação difusa (radiação espalhada pelas nuvens e, principalmente, pelas moléculas da atmosfera). 7 Figura 8 – Balanço de energia no sistema Terra-Atmosfera (Iribarne e Chou, 1980). As 51% de energia (radiação de ondas curtas) absorvidas a superfície da Terra são compensadas pela emissão de radiação de ondas longas, bem como por processos não-radiantes de troca de energia, como os fluxos de calor sensível e latente. Observe-se na Figura 8, que a superfície da Terra emite 21% de energia, das quais 15% são absorvidas pela atmosfera e os 6% restantes se perdem para o espaço, através da janela atmosférica. A atmosfera, por sua vez, absorve um total de 34% de (onda curta e longa), sendo que 64% de radiação de onda longa se perdem para o espaço (26% emitida por nuvens e 38% emitida por vapor d’agua, gás carbônico e outros gases) e 34% retornam para a superfície e são absorvidos pelo solo (contraradiação). Até aí, considerando o balanço de ondas curtas e ondas longas, a atmosfera tem um saldo negativo de 94% (emite mais do que recebe), e o solo um saldo positive de 64%. O equilíbrio solo-atmosfera é então estabelecido pelos fluxos de calor sensível (7%) e calor latente (23%). REFERÊNCIAS BIBLIOGRÁFICAS OMETTO, J.C. Estudo das relações entre: radiação solar global, radiação líquida, insolação. Piracicaba: ESALQ-USP, 1968. 64p. Dissertação (Doutorado em Agronomia). ESALQUSP, 1968. nnn VIANELLO, R.L., Alves, A.R. Meteorolognia Básica e Aplicações. Viçosa, UFV, Impr. Univ., 1991. WEBCIENCIA. Disponível em: http://www.webciencia.com/04_sol.htm. Acesso em: 07 de setembro de 2004. 8 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. 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 1. 3 -1 9 Figura 1 – 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 2 - Trajetória de uma Partícula em Movimento Circular. Como /t=, (2) (3) As equações 2 e 3 são formas distintas da força centrípeta por unidade de massa ou, 10 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 3 - 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 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, 11 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 4 – 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 5 - Relação Entre o Raio da Terra, R t , a Latitude, e a Distância do Eixo de 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 12 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. 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. 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. 13 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 movendo-se 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. (a) (b) Fig. 7.2 – 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. 14 Fig. 7.3 - 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. 7.4 – Experiência para demonstrar 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 para oeste e os de ar superior de oeste para leste. Isto significa que os ventos de superfície soprariam contra a rotação da Terra, que é de oeste para leste. 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. Além disso, o sistema convectivo simples de Hadley, não concorda com a distribuição observada de pressões sobre a Terra. 15 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, 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 16 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. 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. 7.7a). 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. 17 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. 7.7b). 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. Fig. 7.7 - Esquema das correntes de ar associados com ciclones e anticiclones. 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. 7.8). 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. 7.8). 18 Fig. 7.8 - Divergência e convergência devido a 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. 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. 19 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 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. 20 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. 21 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. 22 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. Referências Bibliográficas Goler, R. Morning Glories and North Australian Squall Lines. Disponível em http://www.meteo.physik.uni-muenchen.de/~robert/Thesis/introduction.html. Acesso em 01 de abril de 2004. IAG-USP. Squall Lines. Disponível em http://www.master.iag.usp.br/historico/labsquall.html. Acesso em 01 de abril de 2004. Markham, A. Linhas de Instabilidade. Disponível em http://www.brasgreco.com/weather/trovoadas/t_squall.html. Acesso em 01 de abril de 2004. Newton, C.W. Meteorology of the Souther Hemisphere. Boston: American Meteorological Society, 1972, 263p. Pettersen, S. Introducción a la meteorología. Madri: Espasa-Calpe, 1968, 429p. Vianello, R.,L.; Alves, R.A. Meteorologia Básica e Aplicações. Universidade Federal de Viçosa, Impr. Univ. 1991 449p. 23 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 6 - Significado físico dos termos da equação da continuidade. 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 24 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 25 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 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 8 - Resultado da aproximação geostrófica através da análise de escala. 26 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 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 9 - 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. 27 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 10 – Balanço de forças associado ao vento gradiente no HN. 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. 28 Figura 11 - 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) 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. 29 Figura 12 – 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. 30 Figura 13 – Exemplos de advecções fria (a) e quente no HS. 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 14 – 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. 31 Figura 15 – Exemplo de circulação em superfície geostrófica e gradiente e do sentido do vento térmico no HS. Figura 16 – Exemplo do giro horário e anti-horário do vento geostrófico associado a adveção fria e quente, respectivamente, no HS. 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) 32 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. Morning Glories and North Australian Squall Lines. Disponível em http://www.meteo.physik.uni-muenchen.de/~robert/Thesis/introduction.html. Acesso em 01 de abril de 2004. IAG-USP. Squall Lines. Disponível em http://www.master.iag.usp.br/historico/labsquall.html. Acesso em 01 de abril de 2004. Markham, A. Linhas de Instabilidade. 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