4. Movimentos Atmosféricos Vento é o ar em movimento sobre a

4. Movimentos Atmosféricos
Vento é o ar em movimento sobre a superfície da Terra. Ele move-se em um
espectro de vórtices que variam na escala de turbulência visível na fumaça de
cigarros até movimentos giratórios de dimensões continentais, como os
existentes nos ciclones e anticiclones. Ele atua para homogeneizar as
diferenças horizontais de pressão, temperatura ou umidade, embora tal
homogeneização nunca seja alcançada, pois novas diferenças são
continuamente criadas. O comportamento de cada vórtice, não importando seu
tamanho ou duração, obedece às conhecidas leis físicas; este é o pressuposto
fundamental sobre o qual toda a meteorologia moderna e previsão do tempo é
baseada.
No entanto, deve ser enfatizado desde o início que sistemas de tempo não são
entidades isoladas. Todos os movimentos atmosféricos são interconectados
pela circulação geral da atmosfera; os escoamentos de superfície e altos níveis
são ligados por padrões de movimentos ascendentes e descendentes, e
grandes distúrbios em uma área podem muito bem ter repercussões em outras.
Isóbaras e pressão
A distribuição horizontal da pressão média ao nível do mar (os valores são
corrigidos para valores equivalentes ao nível do mar para eliminar variações
decorrentes de diferenças em altitude das estações meteorológicas) é
usualmente retratada em cartas sinóticas por meio de isóbaras, que são linhas
que conectam lugares com igual pressão. As isóbaras são normalmente
desenhadas com intervalos de 4-mb, mas não há regras sobre isso.
É usualmente verificado que quando tais mapas de pressão são desenhados,
as isóbaras formam padrões fechados em torno de centros de alta pressão
(conhecidos como anticiclones) ou de baixa pressão (ciclones ou depressões);
as isóbaras são, normalmente, curvas suaves, exceto nas proximidades das
frentes, onde grandes descontinuidades atmosféricas revelam-se na superfície
como descontinuidades no campo de pressão. Uma extensão externa de alta
pressão em uma região predominante de baixa pressão é conhecida como uma
crista, enquanto que uma extensão de baixa pressão em uma região de alta
pressão é conhecida como um cavado, como demonstrado na Fig. 4.1. Uma
área de pressão quase uniforme entre duas altas e duas baixas pode ser
traduzida como algo próximo à vale ou passagem. Linhas que ligam lugares
com igual tendência barométrica (onde a pressão está subindo ou caindo de
um mesmo valor em um dado período de tempo) são conhecidas como
isalóbaras. Normalmente a diferença absoluta de pressão entre os centros de
altas e baixas adjacentes é pequena, e valores de pressão ao nível do mar fora
do intervalo de 950-1050mb são raros.
Quando se examina o padrão de distribuição de pressão e ventos em uma
carta de superfície, fica aparente que o vento sopra aproximadamente paralelo
às isóbaras com as menores pressões à esquerda da direção do vento no
hemisfério norte, e a velocidade do vento é maior onde as isóbaras estão mais
próximas. A primeira relação foi originalmente formulada pelo meteorologista
holandês Buys Ballot em 1857, que mostrou que "se você ficar de costas para
o vento no hemisfério norte, a baixa pressão está localizada em sua esquerda,
porém à sua direita no hemisfério sul" (Lei de Buys Ballot). Em outras palavras,
ventos direcionam-se em sentido horário em torno de um anticiclone no
hemisfério norte e em sentido anti-horário em torno de uma depressão (mas
vice-versa no hemisfério sul).
Por que isso acontece? Em áreas com topografia ondulada, a água sempre
fluirá em movimento descendente dos terrenos mais altos para os mais baixos
cruzando as isolinhas de contornos, sob influência da gravidade. Na atmosfera,
contudo, há um paradoxo aparente, já que o ar tende a escoar ao longo dos
contornos de pressão perpendicularmente à força do gradiente de pressão que
causa o escoamento.
É importante notar neste ponto que, em meteorologia, a direção do vento é
sempre expressa em termos da direção da qual o vento está soprando, em vez
da direção para onde o vento está indo, assim, um vento de oeste está
soprando a partir do oeste. A velocidade do vento é normalmente expressa em
unidade de nós ou metros por segundo (onde 1m/s-1 = 3.6km/h-1 = 1.94nós =
2.24mph).
Há dois tipos de forças que operam na atmosfera para produzir os padrões de
vento:
1) Forças de condução: Essas forças existem independentemente de o ar estar
ou não em movimento:
a) na vertical, a gravidade (atuando para baixo) e a força do gradiente vertical
de pressão (atuando para cima) - elas atuam em sentido oposto e normalmente
há um balanço entre as duas, sendo que na média o movimento vertical é
constante;
b) na horizontal, a força do gradiente horizontal de pressão surge das
diferenças espaciais da pressão na atmosfera.
2) Forças de deflexão: estas surgem conforme o movimento do ar se inicia.
a) a rotação da Terra sobre o seu eixo produz a chamada Força de Coriolis,
que deflete todos os corpos, incluindo o ar, para a direita do seu movimento
inicial no hemisfério norte, e para a esquerda no hemisfério sul;
b) de acordo com o grau de rugosidade da superfície sobre a qual o ar escoa,
forças de fricção atuam para reduzir a velocidade prevista do vento devido ao
gradiente de pressão predominante, produzindo uma componente de
movimento que cruza as isóbaras; e
c) se o vento se movimenta em torno de isóbaras curvas, uma aceleração
centrípeta produz uma força adicional que deflete o movimento para dentro, na
direção do centro de rotação, visando manter o escoamento curvo.
Conservação do momento angular
Qualquer corpo de ar que se move sobre a superfície da Terra na direção dos
polos tem sua componente no movimento de oeste aumentada. Ao contrário,
qualquer corpo que move-se em direção ao equador adquire um aumento na
componente do movimento de leste. Isso acontece devido ao princípio de
conservação do momento angular, em um planeta em rotação.
Todos os corpos em movimento possuem uma propriedade chamada
momento. O momento M de um corpo que se move em linha reta é o produto
de sua massa m e sua velocidade v, ou M=mv.
Se um corpo move-se em uma trajetória curva ou circular, seu momento
angular, Ma, é definido como o produto da massa do corpo m, sua velocidade
linear v e o raio da curvatura de sua trajetória, r, ou
Ma=mvr
Se a velocidade angular do corpo ω é conhecida, então, como v= ωr, uma
fórmula alternativa para Ma é Ma =m(ωr)r=mωr2
A menos que uma força não-balanceada atue sobre um corpo no sentido de
alterar seu momento angular, o momento angular deste corpo permanecerá
constante no decorrer do tempo. Este é um importante conceito conhecido
como Princípio de conservação do momento angular. Um simples exemplo
deste princípio pode ser obtido ao girar uma bola na extremidade de uma
corda, em um movimento circular; a bola no final da corda tem uma certa
massa m, uma velocidade v, e um raio de curvatura r, determinado pelo
comprimento da corda. Se o comprimento da corda é reduzido (enrolando a
corda em torno de um braço, por exemplo) a massa da bola permanecerá
constante, mas o valor de r diminuirá; para compensar, sua velocidade v
aumentará.
Aplicando esse princípio para a atmosfera, a superfície da Terra está girando
no espaço, a uma velocidade conhecida, em relação ao seu eixo de rotação,
como demonstrado na Fig. 4.2. Esta velocidade é um produto entre a
velocidade angular da Terra (360° a cada 24 horas, ou 2 π radianos a cada 24
horas) e a distância do eixo de rotação da Terra. Para qualquer latitude Ȉ, esta
distância é igual a rcosȈ, em que r é o raio da Terra (rcosȈ decresce de r, no
equador, a zero, nos polos). Deste modo, se a atmosfera não tivesse
movimento relativo com relação à Terra (i.e, um estado calmo), mesmo assim
possuiria momento angular em relação ao eixo da Terra devido à rotação da
Terra no espaço de vȈrcosȈ, onde vȈ é a velocidade linear da superfície da
Terra na latitude Ȉ em relação ao eixo da Terra (como ilustrado na Fig. 4.2).
Normalmente o movimento da atmosfera em relação à superfície terrestre é o
vento. O momento angular absoluto do corpo de ar será, então, a soma do
momento angular que teria se estivesse parado (i.e. o momento angular da
superfície da Terra naquela latitude particular), mais o momento angular devido
à sua própria rotação em relação ao eixo da Terra. Se a componente oesteleste do movimento do vento (i.e. a componente do movimento no mesmo
sentido de rotação da Terra) é V, então o momento angular absoluto de um
corpo de ar movendo-se sobre a superfície da Terra será
mVrcosȈ+vȈrcosȈ ou m(V+vȈ)r cosȈ
Para ilustrar a aplicação deste princípio de conservação do momento angular
pela atmosfera, vamos inserir alguns números na fórmula e investigar o
comportamento da célula de circulação de Hadley sobre os trópicos. Se
assume-se que o ar ascende no equador na célula de circulação de Hadley e
(por simplicidade) é estacionário com relação à superfície (i.e. V=0), o
movimento absoluto sobre o eixo da Terra será a velocidade vȈ (aqui v0) de
1.676 km/h-1=465m/s (a velocidade da superfície da Terra) de oeste para leste.
Conforme o ar move-se na direção dos polos, em altitude, sua distância do eixo
da Terra diminui. Quando ele atinge a latitude de 30o (nas proximidades do jato
subtropical de oeste em altitude), esta distância será 0,866 de seu valor original
(já que rcos 30 = 0,866r). Para manter constante o momento angular, sua
"velocidade x raio da curvatura por unidade de massa" deve permanecer
constante, assim a velocidade absoluta deve aumentar para 1.935 km/h-1 (i.e.
1.676 x 1/0,866) para compensar a redução do raio. A velocidade da superfície
da Terra na latitude de 30o, no entanto, é somente 1.451 km/h-1 (i.e. reduzida
pela mesma proporção como o raio, ver Fig. 4.2). Assim, se o momento angular
absoluto deve ser conservado, o ar deveria estar movendo-se de oeste para
leste em relação à superfície da Terra a uma velocidade de 484 km/h-1 (ou
1.935 - 1.451 km/h-1) ou aproximadamente 268 nós. A velocidade do jato
subtropical de oeste é superestimado, uma vez que não incorpora os efeitos da
turbulência e fricção internas. O argumento da conservação do momento
angular absoluto é a principal explicação teórica sobre a corrente de jato
subtropical em altos níveis no limite polar da célula de circulação de Hadley.
Força de Coriolis
Em 1889, Ferrel resumiu o efeito da força de Coriolis muito sucintamente
quando disse: "se um corpo move-se em qualquer direção sobre a superfície
terrestre, há uma força de deflexão decorrente da rotação da Terra que o
deflete para a direita no hemisfério norte e para a esquerda no hemisfério sul".
Esta "força de deflexão devido a rotação da Terra pode ser considerada como
uma consequência de objetos em movimento, tais como massas de ar que
conservam seu momento angular com relação à superfície da Terra, que está
em rotação. Corpos movendo-se sobre a superfície da Terra em linha reta são
aparentemente defletidos para a direita de sua linha de movimento no
hemisfério norte. Deve haver uma força que gera essa deflexão. Esta força
aparente ficou conhecida como Força de Coriolis, a partir do século XIX,
quando o matemático grego Coriolis formulou a ideia. A força de Coriolis (talvez
melhor chamado de Efeito de Coriolis) é uma força aparente que precisa ser
introduzida nas análises do movimento de um referencial de rotação, tal como
a Terra, para explicar a aparente deflexão de trajetórias em linha reta.
Essa aparente força de deflexão pode atuar em todos os corpos que movem-se
sobre a superfície da Terra e, a menos que sejam compensados, fará com que
eles curvem continuamente para a direita no hemisfério norte e para a
esquerda no hemisfério sul. Comumente, somente a componente horizontal
desta força é considerada; esta sempre atua perpendicularmente à direção do
movimento do corpo. Ela não pode mudar a velocidade do movimento,
somente sua direção.
O vento geostrófico
Acima da camada da atmosfera afetada pela fricção de superfície
(aproximadamente 1-1,5 km), o escoamento horizontal da atmosfera tende a
ser suave e razoavelmente uniforme. Na ausência de forças devido à
curvatura do escoamento ou de algum efeito térmico, o movimento uniforme é
consequência de que o vento sopra sob condições de balanço entre duas
forças que operam sobre ele, a força de Coriolis e a força do gradiente de
pressão. O movimento de ar sob tal balanço é conhecido como movimento
geostrófico e o vento resultante é conhecido como vento geostrófico.
Se um campo de pressão é estabelecido com uma força do gradiente de
pressão atuando a partir de uma região de alta pressão para uma região de
baixa pressão, como mostrado na Fig. 4.3, então um corpo de ar inicialmente
em repouso, sofrerá uma força que irá acelerá-lo da alta para a baixa pressão.
O corpo de ar começará a mover-se, mas tão logo que ele se mova, parecerá,
a um observador na Terra, sofrer uma força defletiva perpendicular à sua
direção de movimento: a força de Coriolis. Ele será, portanto, defletido para a
direita da sua trajetória inicial por um valor proporcional à sua velocidade. O
corpo de ar continuará a ser acelerado em direção à região de baixa pressão
sob a influência da força de gradiente de pressão, e a força de Coriolis
continuará a aumentar em magnitude, como consequência. A força de Coriolis,
por fim, se tornará de magnitude suficiente para contrabalançar a força de
gradiente de pressão, como mostrado na Fig. 4.3. O corpo é então influenciado
por um balanço de forças iguais e opostas, e continuará a se mover com
velocidade uniforme em uma linha reta paralela às isóbaras como vento
geostrófico. (Veja nota na página 31 com a fórmula do vento geostrófico).
Em direção ao equador, onde o valor de Coriolis tende a zero, o balanço
geostrófico desaparece. Em baixas latitudes a direção e força do vento pode
ser tão somente afetada pela distribuição local da temperatura, bem como pela
distribuição local da pressão. A fórmula do vento geostrófico é válida somente
para estas situações em que as isóbaras são retas e não haja fricção; também
ignora-se o efeito do movimento vertical (mas este pode ser ignorado na
maioria das situações). No entanto, os efeitos da curvatura e fricção são
importantes influências na direção do movimento.
O efeito da fricção na velocidade e na direção do vento é importante,
principalmente, nos primeiros quilômetros da baixa atmosfera. A fricção atuará
na direção oposta ao movimento do vento, diminuindo sua velocidade, e como
consequência disso, a força de Coriolis que atua sobre o corpo de ar será
reduzida. Um novo equilíbrio de forças é então estabelecido, como mostrado
na Fig. 4.4. A força de gradiente de pressão é agora equilibrada pela
combinação (ou resultante) da força de Coriolis e a força de fricção. O
resultado é o desvio do ar através das isóbaras em direção à baixa pressão. O
efeito da fricção na redução da velocidade do vento é maior sobre a terra, onde
o ângulo entre as isóbaras e o ar é normalmente de uns 30o; ele pode ser
reduzido para 20o a uma altitude de 300m e para 10o em 600m conforme a
influência da fricção diminui. Em áreas marítimas, onde o efeito da fricção é
menor, o ângulo normal entre as isóbaras e a direção do vento é de
aproximadamente 15o.
Vento gradiente
Se as isóbaras são curvas ao invés de serem retas, então o movimento do ar é
sujeito a outras forças que definem sua direção, a força ou aceleração
centrípeta, bem como a força do gradiente de pressão e a força de Coriolis.
Sob condições de balanço entre essas três forças, o escoamento resultante é
conhecido como vento gradiente.
A aceleração centrípeta associada a um corpo em uma trajetória curva atua
para dentro ao longo do raio da curvatura (em sentido oposto à força
centrífuga, que atua para fora) e tem uma magnitude de V2/r por unidade de
massa, onde V é a velocidade do corpo e r é o raio da curvatura do movimento.
Em um sistema de baixa pressão, a força de Coriolis é normalmente mais fraca
do que a força do gradiente de pressão, e a diferença entre os dois fornece a
aceleração centrípeta para dentro, necessária para manter o fluxo curvo. Em
caso de escoamento anticiclônico, a aceleração centrípeta que age para o
centro do sistema aparece devido à força de Coriolis que é maior do que a
força do gradiente de pressão, como demonstrado na Fig. 4.5. Assim, a
diferença entre essas duas forças fornece a força que atua para dentro. A
diferente contribuição da força de Coriolis em cada caso implica que a
velocidade do vento em torno de um centro de baixa pressão deve ser menor
do que o valor geostrófico (já que a força de Coriolis é proporcional à
velocidade do vento V, que é menor do que poderia sugerir a força de
gradiente de pressão), uma condição conhecida como escoamento
subgeostrófico. No caso de alta pressão, a força de Coriolis é maior do que a
força do gradiente de pressão, produzindo velocidades de vento maiores do
que o valor geostrófico, conhecido como escoamento supergeostrófico. Na
realidade este efeito é mascarado pelo fato de que os gradientes de pressão no
interior de um sistema de alta pressão sejam normalmente menores do que
aqueles dentro de um sistema de baixa pressão.
Convergência e Divergência
Enquanto a maioria das cartas meteorológicas são desenhadas para mostrar o
componente horizontal de escoamento de vento em um nível particular da
atmosfera, o ar normalmente também tem um componente vertical de
movimento. Foi mostrado que a fricção tem um efeito de fazer com que o ar
tenda a escoar através das isóbaras em direção à menor pressão. Tal
escoamento em direção ao centro do sistema de baixa pressão produz
convergência, onde há um acumulo de ar em uma área horizontal limitada, por
exemplo quando o ar flui para o centro de uma depressão de latitude média ou
um ciclone tropical, e ainda quando o ar flui para uma tempestade. A
divergência ocorre onde há um saldo de ar que sai de uma área horizontal
limitada, como por exemplo em um centro de um anticiclone de onde o ar
"espalha-se". Divergência e convergência também podem ocorrer no padrão
de cavados e cristas da atmosfera no escoamento em alta atmosfera, e são
muito importantes para originar padrões de massas ascendentes e
descendentes na atmosfera.
Em geral, se o ar é convergente na superfície ele deve subir, enquanto que se
é divergente em superfície é normalmente acompanhado por ar descendente
de camadas superiores (Fig. 4.6). Se o ar é convergente no topo da troposfera,
ele não pode subir (devido à tropopausa), mas tende a subsidir para preservar
sua continuidade; se ele diverge na alta troposfera, ele é normalmente
acompanhado por ar ascendente abaixo. Assim, convergência na superfície
leva a um aumento de movimento ascendente na atmosfera e divergência
acima (como em uma depressão), enquanto divergência na superfície deve ser
acompanhada por movimento descendente vindo de cima, com convergência
de massas no alto. Por causa dos movimentos verticais induzidos,
convergência em superfície é usualmente associada com desenvolvimento de
nuvens e, muitas vezes, precipitação; divergência em superfície é normalmente
acompanhada por condição ensolarada, sem nuvens. No meio da troposfera há
um nível, normalmente de 600mb, no qual divergência ou convergência
horizontal são efetivamente nulas.
Nota
O vento geostrófico Vg ocorre quando a força do gradiente de pressão é igual,
em magnitude, à força de Coriolis, ou
onde ̺ é a densidade do ar, dp/dn é o gradiente de pressão local (a mudança
na pressão p sobre a superfície n, medida perpendicularmente às isóbaras), Ω
é a velocidade angular da Terra e Ȉ é a latitude. Em outras palavras,
onde ƒ é o parâmetro de Coriolis.