Meteorologia – Capítulo 4 – Vento

O Vento

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vento é o ar em movimento, como já vimos, das altas para as baixas pressões e avalia-se pela sua velocidade de deslocamento ou intensidade, em km/h e pela sua direcção face aos pontos cardeais, N/S/E/O.

A este tipo de deslocamento do ar chamamos VENTO METEOROLOGICO, enquanto que aos fenómenos localizados chamamos VENTOS LOCAIS OU BRISAS.

O vento flui na atmosfera tendendo a manter um certo equilíbrio de pressões. Os ventos são causados pela diferença de densidade e de pressão, na horizontal, que fazem com que o excesso de moléculas do volume mais denso ou de maior pressão flua na direção do volume menos denso ou de menor pressão, tentando manter o equilíbrio entre as massas (Note que a densidade do ar varia na razão inversa da temperatura.) A velocidade dos ventos é medida em nós. Um nó = 1,852 km/h = 1 milha náutica (Nm) / h. Quando há variações de velocidade de pelo menos 10 nós/20 segundos, consideram-se «ventos de rajada» (que, à superfície, podem ocorrer à tarde, em dias muito quentes, mas estão geralmente associados a trovoadas próximas).

O padrão geral dos ventos e a circulação geral na atmosfera

O efeito combinado da rotação da Terra em volta do Sol, da inclinação do eixo da Terra e da sua rotação em volta dele criam o sistema global de circulação atmosférica. Os ventos globais podem ser medidos usando balões meteorológicos e são em grande parte gerados pelas diferenças de temperatura e, por isso, pelas diferenças de pressão e não são muito influenciados pela superfície da Terra.

A variação do ângulo de incidência dos raios solares à superfície entre as zonas polares, onde é tangencial, e as zonas equatoriais, onde é perpendicular, provoca grandes diferenças de temperatura. É ao equador que chega maior quantidade de radiação solar. O equador é uma «fonte de calor», isto é, recebe mais radiação do que a que irradia (os polos perdem mais radiação do que a que recebem).

O padrão geral dos ventos – a circulação geral na atmosfera
O efeito combinado da rotação da Terra em volta do Sol, da inclinação do eixo da Terra e da sua rotação em volta dele criam o sistema global de circulação atmosférica. Os ventos globais podem ser medidos usando balões meteorológicos e são em grande parte gerados pelas diferenças de temperatura e, por isso, pelas diferenças de pressão e não são muito influenciados pela superfície da Terra.

A variação do ângulo de incidência dos raios solares à superfície entre as zonas polares, onde é tangencial, e as zonas equatoriais, onde é perpendicular, provoca grandes diferenças de temperatura. É ao equador que chega maior quantidade de radiação solar. O equador é uma «fonte de calor», isto é, recebe mais radiação do que a que irradia (os polos perdem mais radiação do que a que recebem).

O ar quente do equador ascende até à tropopausa (onde deixa de ascender porque na tropopausa o ar ambiente começa já a ser mais quente).
A partir daí, já não pode subir mais e espalha-se, movendo-se em direcção aos polos. O calor flui da «fonte de calor» para os polos e assim se estabelece a circulação global superior das grandes massas de ar (acima de 6000m de altitude) do equador para os polos. À superfície, o fluxo de retorno das massas de ar – a circulação global inferior – é dos polos para o equador.

O efeito da rotação da Terra nos ventos (Força de Coriolis)

Se a Terra não rodasse, existiria apenas uma grande célula em cada hemisfério. É a Força de Coriolis resultante da rotação da Terra que impede o ar que sobe no equador de chegar aos polos e gera uma componente dominante este/oeste no fluxo das células de circulação atmosférica (e oceânica).

São as diferenças de pressão à superfície (o gradiente de pressão – devido a diferenças de massa nas camadas de ar por cima dela) que causam o movimento do ar (vento) das altas para as baixas pressões, num esforço para conseguir um equilíbrio.

O vento geostrófico

O fluxo de ar inicialmente move-se perpendicularmente às linhas isóbaras, impulsionado pela força de gradiente de pressão (diferença de pressão / distância). A Força de Coriolis só começa a agir uma vez que é iniciado o movimento, desviando o fluxo para a direita (no Hemisfério Norte). Na ausência de outras forças (como o atrito na superfície), à medida que o tempo passa e o vento ganha mais velocidade, a inflexão vai aumentando até que cerca de um dia depois de se ter iniciado o fluxo de ar, o fluxo já terá acelerado o suficiente para que a força de Coriolis fique dirigida exatamente no sentido oposto ao da força de gradiente de pressão, sendo de um valor igual a ela. O fluxo de ar resultante é o chamado vento geostrófico, que é paralelo às linhas isóbaras e tem sempre as baixas pressões à sua esquerda (no Hemisfério Norte).

Na atmosfera real, esse equilíbrio geostrófico (entre a força de gradiente de pressão e a força de Coriolis – no plano horizontal!) só se dá quando o gradiente de pressão é uniforme (linhas isóbaras retas e paralelas). Quando as isóbaras são curvas ou convergem/divergem, o vento real será mais rápido ou mais lento do que o que corresponderia ao equilíbrio geostrófico.

O vento gradiente

Na vizinhança de um centro de pressões, as linhas isóbaras são curvas e o gradiente de pressão não é uniforme. O fluxo de ar que roda em torno do centro de pressões é designado por vento gradiente. Há um movimento acelerado, mesmo se a velocidade for constante, e existe uma força centrípeta dirigida para o centro de rotação que representa a diferença entre a força de gradiente de pressão e a força de Coriolis.

Numa depressão ciclônica (no Hemisfério Norte), a força de gradiente de pressão está dirigida para o centro e a força de Coriolis para o exterior. A velocidade do vento é menor do que a do vento geostrópico e a força de Coriolis, que depende dela, será mais fraca do que a da força de gradiente de pressão. Como resultado disso, há uma força resultante que assegura a aceleração centrípeta que mantém o ar numa trajetória circular (ou, dito de outro modo, a força resultante da diferença entre a força de gradiente de pressão e a força de Coriolis é exacamente igual e oposta à força centrífuga a que o fluxo fica sujeito, por ser curvo).

Num anticiclone, a força de gradiente de pressão está dirigida para fora e a força de Coriolis para o centro. A velocidade do vento é maior do que a do vento geostrópico e a força de Coriolis será mais forte do que a da força de gradiente de pressão.

O vento à superfície

O efeito da fricção na superfície faz-se sentir apenas na camada mais baixa da atmosfera, até cerca de 1 km de altitude – a chamada camada de fricção. A fricção diminui a velocidade do vento e, consequentemente, a força de Coriolis diminui também. ( Os ventos geostróficos têm uma velocidade cerca de 50% maior que os ventos de superfície, por estarem livres dos efeitos de fricção). O equilíbrio geostrófico é substituído pelo equilíbrio de 3 forças vectoriais:a força de Coriolis, a força de gradiente de pressão e a força de fricção na superfície, que age no sentido directamente oposto ao do vento (a fricão entre o ar e a superfície tendem a atrasar o fluxo e a desviá-lo no sentido das baixas pressões). Devido ao efeito de fricção, os ventos (chamados barostróficos) não soprarão por isso paralelos às isóbaras mas sim ligeiramente inclinados, na direcção das baixas pressões. A inclinação média devida ao efeito da fricção é de cerca de 10º sobre o mar, 45º sobre a terra e 70º em montanhas.

Tipos de brisas

Os tipos de brisas ou ventos locais:

A altitudes baixas (até uns 100 metros de altitude) os ventos são extremamente influenciados pela superfície, sendo deflectidos por obstáculos e zonas mais rugosas, e a sua direção resulta da soma dos efeitos globais e locais. No começo do dia, o aquecimento do sol faz com que o ar estagnado no fundo, mais denso e pesado, comece a fluir ao longo das encostas sob a forma de ventos de vales. Quando os ventos globais são fracos, os ventos locais podem dominar.

Estes fenómenos têm origem em diferenças térmicas à superfície, normalmente derivadas de diferentes exposições aos raios solares, que provocam o aquecimento por contato do ar envolvem, e sua consequente ascensão sob a forma de brisa (seta preta).

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Brisa marítima – Durante o dia a terra aquece mais do que a água gerando um movimento do ar para terra, enquanto que de noite a situação inverte-se pois a água conserva o calor durante mais tempo.

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Brisa de encosta – Os raios solares ao incidirem perpendicularmente na encosta e obliquamente na base, geram um movimento do ar ascendente durante o dia e descendente durante a noite, uma vez que o aquecimento se inverte.

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Brisa de montanha – Ao princípio da manhã no vale o ar está mais frio junto ao solo (Inversão noturna) enquanto nas encostas expostas ao sol o ar vai aquecendo e gerando ascendentes.

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Ao meio-dia o aquecimento distribui-se já por todas as encostas gerando aí movimentos ascendentes do ar, e descendentes no centro do vale.

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À tarde as encostas mais frias em sombra geram movimentos descendentes do ar, enquanto que nas mais ensolaradas e no centro do vale, ainda quente, são geradas ascendentes (Restituições térmicas).

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Durante a noite com o arrefecimento, o ar desce em direção aos vales de um modo geral.

Gradiente de vento

Junto à superfície a intensidade do vento é menor, devido ás forças de atrito geradas pelos diversos obstáculos no solo, aumentando progressivamente com a altitude.

A este fenómeno damos o nome de gradiente de vento e devemos sempre tê-lo em conta ao aproximarmo-nos da aterragem, ganhando velocidade e margem de segurança, travando progressivamente no final.

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Tipos de turbulência

Turbulência:

Movimentos irregulares e abruptos na atmosfera, causados pelo deslocamento de pequenos redemoinhos na corrente de ar. A turbulência atmosférica é causada por flutuações aleatórias no fluxo do vento. Pode ser causada por correntes térmicas ou convectivas, diferenças no relevo, variação na velocidade do vento ao longo de uma zona frontal, ou alterações na temperatura e pressão.

Os tipos de TURBULÊNCIA:

Em termos gerais a turbulência define-se por variações radicais e bruscas na direção e intensidade no escoamento do fluxo de ar, podendo ser de diversos tipos:

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  • Turbulência mecânica – Rotores são gerados na parte posterior de todos os obstáculos que o vento encontra. Podem ser gerados por uma montanha, uma casa, um prédio, árvores, etc, qualquer obstáculo que se oponha ao vento.
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  • Turbulência térmica – Tem origem nas fricções produzidas pelos contrastes térmicos do ar, desenvolvendo-se em geral na vertical, e ao entorno das térmicas.
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  • Turbulência de cisalhamento – Produz-se na fricção entre ventos com diferentes direções e intensidades, desenvolvendo-se em geral na horizontal. Podem ocorrer também no entorno das térmicas, na vertical, pois o ar ascendente em contraste ao descendente à sua volta gera turbulência.
  • Turbulência de arrasto – Tem origem no efeito de vórtex dos parapentes, que na sua passagem deixam atrás de si uma esteira de pequenos rotores.
  • Turbulência em céu claro – Pode ocorrer quando não existe nenhuma nuvem. Fenômeno que ocorre em céu azul, limpos e aparentemente calmos, sem dar nenhum indício visual como as nuvens. Pode acontecer em regiões próximas a montanhas, em áreas de baixa pressão em altos níveis e em regiões de cisalhamento no vento.

Veja a continuação em Meteorologia – Capítulo 5

Créditos: Federação Portuguesa de Voo Livre

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