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 oeste-leste 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.