VENTO

        O vento é o movimento horizontal do ar em relação à superfície da Terra. Além do movimento horizontal do ar, também se verificam na atmosfera a existência de correntes verticais, que são da maior importância na génese de alguns fenómenos atmosféricos (nuvens, precipitação,  trovoadas, turbulência, etc.).

    A causa primária do vento reside na desigual distribuição da pressão atmosférica a determinado nível e surge como mecanismo de compensação quer da temperatura quer da pressão. Assim, através da análise das isóbaras (linhas que unem pontos de igual valor da pressão atmosférica) traçadas numa carta meteorológica, consegue-se avaliar a direcção e intensidade aproximadas do vento.

Factores que influem na direcção e intensidade do vento. Tipos de vento.

 Gradiente  horizontal de pressão. Numa carta de tempo, pode verificar-se que as isóbaras estão mais ou menos apertadas nas diferentes áreas consoante a variação da pressão atmosférica. A variação da pressão atmosférica por unidade de distância, medida perpendicularmente às isóbaras (Linhas que unem iguais pontos de pressão), chama-se gradiente horizontal de pressão. 

Para ter uma noção do gradiente de pressão, pode-se dizer que o gradiente está para as superfícies isobáricas, como o declive está para as linhas de cota numa carta de superfície. Assim se numa carta militar 1:25000 as linhas de cota estiverem muito apertadas, equivale a dizer que existe um grade declive, pelo que, se no cimo desse monte lançar água, ela chegará primeiro á planície e atingirá uma velocidade mais elevada, na área de maior declive. Nas superfícies isobáricas também o vento sopra com maior intensidade onde o aperto isobárico for maior (maior gradiente de pressão).   

  Se o gradiente de pressão fosse o único factor a influir na direcção e intensidade do vento, este soprava sempre das altas para as baixas de acordo com a seguinte regra: "O vento dirige-se das altas para as baixas pressões, perpendicularmente às isóbaras  e a sua intensidade é directamente proporcional ao gradiente de pressão". Assim, a intensidade do vento será tanto maior quanto mais juntas estiverem as isóbaras.

    Efeito do gradiente de pressão na direcção do vento.

O efeito de Coriolis. 

Á  força desviadora, provocado pelo movimento de rotação da Terra, dá-se o nome de força de Coriolis. Para que se possa compreender este efeito observe-se o seguinte exemplo: Suponha um disco de vinil de 33 rotações, colocado num Gira-discos, se colocar dois pequenos objectos sobre a superfície do disco a distâncias diferentes do centro, verifica que a velocidade linear de cada um dos objectos é diferente, através da fórmula: V=wxR  (V= Velocidade linear; w= Velocidade angular e R= Raio); isto porque a velocidade angular w é constante, 33 rotações por minuto. Conclui-se que a velocidade linear é função do raio. Objectos em rotação com posições diferentes (raio diferente), têm velocidades diferentes. Com o mesmo raio têm a mesma velocidade. Os objectos apesar de estarem parados em relação ao disco, estão animados com a velocidade proporcional ao raio. Tal como um passageiro que salta de um comboio em movimento, que está parado em relação ao comboio, vem animado de uma velocidade, em relação é terra ou estação, que é igual á velocidade do comboio. 

Se o objecto colocado na parte exterior do disco, salta-se para o objecto colocado perto do centro do disco, iria ficar á frente deste, desviando-se para a direita da linha recta que une os dois objectos, porque está com mais velocidade linear que o objecto do interior. Tal como no salto do comboio para a estação, quando se salta para um objecto colocado na estação, vai-se cair mais á frente porque estamos animados com a mesma velocidade do comboio, sofremos um desvio da trajectória.

O que acontece neste exemplo é como se observasse a Terra do exterior (visto o Hemisfério Norte na vertical). Significa isto que, no hemisfério Norte, todas as partículas que se desloquem de Norte para Sul ou vice-versa sofrem um desvio para a direita da sua trajectória. No hemisfério Sul a situação é inversa, pelo que o desvio que as partículas sofrem é para a esquerda da sua trajectória.

Acção conjunta do gradiente de pressão e do efeito de Coriolis na direcção do vento. Vento geostrófico (Vgs).

Aplique-se o que se disse na alínea a. e b. a uma partícula  de ar que se encontra em repouso no ponto A da figura 8-4, onde se encontram traçadas isóbaras rectilíneas de 5 em 5 hPa no hemisfério Norte, Se a partícula for largada de A, a força provocado pelo gradiente de pressão F_P tende a levá-la perpendicularmente às isóbaras; mas em seguida a força desviadora Fc (Força de Coriolis) fá-la mover-se para a direita. Quando a velocidade aumenta, também Fc aumenta, até que chega o momento em que as forças Fp e Fc se equilibram, no ponto C, e a velocidade Vg já não varia, continuando a partícula a mover-se paralelamente às isóbaras. Da acção conjunta destas duas forças nas partículas de ar resulta um tipo de vento que se designa por vento geostrófico.

Este vento não é real, tratando-se apenas duma aproximação, visto que apresenta  determinadas limitações, a saber:

- As isóbaras são rectilíneas, pelo que não se consideram os efeitos provocados pela curvatura e aceleração centrípeta;

- Não há aceleração, quer dizer, a velocidade é constante;

- O movimento ocorre livre de atrito.

Ora na realidade isto não acontece, pois usualmente as isóbaras são curvas, existe aceleração e força de atrito. No entanto é hábito usar este modelo de vento em cartas de altitude, onde as isoípsas (linhas que unem pontos de igual geopotencial - Altitude-) apresentam menor curvatura e não há força de atrito.   

Acção conjunta das forças do gradiente de pressão e de Coriolis numa partícula de ar

Vento do gradiente. Este vento constitui outra aproximação ao vento real. É semelhante ao vento geostrófico, tratando-se de uma extensão do conceito deste, só que aplicado ao movimento circular uniforme, resultando a inclusão de mais uma força, a centrífuga (devida à curvatura das isóbaras).

Considere-se um campo isobárico correspondente a uma depressão, cujas isóbaras são circulares, semelhante ao da figura 8-5. O caminho a ser percorrido pela partícula A está assinalado pelo círculo a tracejado e as forças que actuam sobre a partícula A são:

- A força devida ao gradiente horizontal de pressão P", dirigida para o centro da depressão;

- A força centrífuga F_CE, dirigida para fora da depressão;

- A força de Coriolis Fc, oposta a Fp.

  À força de Coriolis junta-se agora a força centrífuga que se opõem à força do gradiente de pressão pelo que a velocidade do vento V_GR (Vento de Gradiente) será menor do que no caso do vento geostrófico, onde não se tinha em conta a força centrífuga.

  Vento do gradiente no movimento ciclónico.

Considere-se agora um campo isobárico circular correspondente a um anticiclone (Fig. 8-6), F_p está dirigido para fora e F_C, que se opõe a Fp está dirigido para o centro do anticiclone.  Agora a força centrífuga F_CE vai-se juntar à força do gradiente de pressão F_P donde resulta que a velocidade do vento resultante seja maior que a do vento geostrófico, calculado sem ter em conta F_CE.

   Vento do gradiente no movimento anticiclónico.

Do atrás exposto podem ser tiradas as seguintes conclusões:

- No hemisfério Norte o vento circula no sentido dos ponteiros do relógio (sentido retrógrado) em torno dos anticiclones e no sentido do movimento da Terra (sentido directo) em torno das depressões. No hemisfério Sul acontece a situação inversa. Daqui resulta uma das mais antigas leis em meteorologia, a lei de Buys-Ballot:

- Se numa depressão cujas isóbaras apresentam grande curvatura calcularmos o vento com a escala do vento geostrófico, obtêm-se um vento cuja velocidade é inferior ao vento real. Deve-se nesta situação calcular o vento do gradiente que é mais aproximado.

- Se num anticiclone cujas isóbaras apresentam grande curvatura se calcular o vento com a escala do vento geostrófico, obtém-se um vento cuja velocidade é superior à do vento real.

O efeito de atrito. O efeito de atrito verifica-se principalmente na chamada camada de atrito que se situa entre a superfície terrestre e os 1000 metros de altura sobre os continentes ou os 600 metros sobre os oceanos.

Considere-se a configuração isobárica representada na figura seguinte, Suponha-se que um observador no ponto O regista a velocidade de um vento V em vez de V_G , que é o vento que devia soprar paralelamente às isóbaras. Como já se viu, à direcção de V corresponde uma força Fc (Força de Coriolis), perpendicular a ela, desviando-a para a direita.

A partícula que se move de O para V é retardada por uma força Fa (força de atrito) que se opõe ao movimento. A resultante das forças Fa e Fc é uma força R. Significa isto que podemos substituir as forças Fc e Fa por R, sendo esta última oposta a P_H (força do gradiente de pressão).

Se não houvesse atrito a força do gradiente de pressão P_H seria equilibrada por Fc,  mas nesta situação (com atrito) P_H é equilibrado em parte por Fc e em parte por Fa; pelo que a velocidade do vento é menor com fricção do que sem ela.

  O efeito de atrito

Outros tipos de vento.  Além dos tipos de vento já citados existem outros, consoante as forças que neles actuam. Os mais importantes são o vento ciclostrófico, o vento barostrófico e alguns ventos locais.

Vento ciclostrófico. Neste tipo de vento predomina a força centrípeta. Os melhores exemplos de vento ciclostrófico são os ciclones tropicais onde se atingem velocidade da ordem das dezenas ou centenas de quilómetros por hora.  

Vento barostrófico. Tipo de vento onde apenas se manifesta a força do gradiente de pressão, pelo que o seu movimento é zonal ou da ordem da centena de quilómetros. As brisas terrestre e marítima são os melhores exemplos deste tipo de vento.

Brisa marítima. Durante as primeiras horas da manhã a temperatura sobre a terra é igual à temperatura sobre o mar, logo a pressão atmosférica em A é igual à pressão em B.  Com o aumento da temperatura durante o dia a terra vai ficando mais quente que o mar, e o ar que está sobre A ascende e dilata-se, dando origem a uma acumulação em C, diminuindo assim a pressão em A. Como em C a pressão é maior que em D o ar desloca-se de C para D. A superfície o ar desloca-se de B, onde a pressão é maior devido a acumulação de ar, para A onde é menor. O ar desloca-se assim do mar para terra (à superfície) dando origem à brisa marítima.

Brisa terrestre. Durante a noite as coisas correm de forma análoga ao descrito na situação anterior só que dum modo inverso. A brisa formada nestas condições designa-se por brisa terrestre.

Vento catabático. Observa-se nas vertentes das montanhas e resulta do ar que desce ao longo das encostas por efeito do arrefecimento nocturno que o ar em contacto com a superfície do globo sofre, tornando-se assim mais denso e tendendo portanto a descer ao longo das encostas.

Vento anabático. Vento que sobe ao longo das encostas devido ao aquecimento diurno.

A circulação geral da atmosfera. Se não houvesse nenhum mecanismo que transportasse o excesso de calor dos trópicos para os pólos, estes atingiriam temperaturas muito baixas e aqueles estariam permanentemente a aumentar a sua temperatura. Na realidade não é isso que se verifica ou seja, as temperaturas médias dos Pólos e do Equador têm-se mantido constantes com o passar dos últimos milhares de anos.

Hadley foi o primeiro meteorologista a tentar encontrar uma explicação para este facto. As suas investigações levaram-no a teorizar um mecanismo de circulação atmosférica que funcionava do seguinte modo:

Devido ao grande aquecimento verificado nas regiões Equatoriais o ar aquece, torna-se menos denso e é obrigado a elevar-se na vertical, criando uma depressão nessas regiões. Por sua vez o ar em contacto com as regimes polares arrefecia, tornava-se mais denso e era obrigado a descer criando uma zona de alta pressão em cada um dos Pólos. Assim haveria ar a mais nos Pólos e ar a menos no Equador, o que levava a que se criasse á superfície uma grande deslocarão de ar dos Pólos para o Equador. Este movimento era então compensado por um movimento oposto em altitude. Estas células de circulação meridional seriam então as responsáveis pelo equilíbrio térmico da Terra .    

Mas o estudo do regime de ventos levou à conclusão que aquele esquema de circulação não podia corresponder à realidade já que não existiam os ventos meridionais que o compunham.  Estudos mais detalhados, tendo em conta a rotação da Terra, levaram a uma circulação tricelular e à justificação dos ventos observados (Fig. seguinte).  

  Células de circulação meridional, representação Atlântico Norte.

Como a velocidade linear da Terra é directamente proporcional à distancia ao eixo de rotação, os pontos colocados sobre o Equador têm uma velocidade maior que os colocados a latitudes mais altas. Este facto faz com que as partículas de ar que se deslocam do Equador para os Pólos sofram um desvio, que é para a direita no hemisfério Norte e para a esquerda no hemisfério Sul (a já estudada força de Coriolis). Assim, a distância que uma partícula tem de percorrer desde que ascende à vertical do Equador até que atinge o Polo é muito maior que a distancia percorrida num trajecto meridional. Este aumento de distância vai fazer com que a partícula não atinja directamente o Polo mas antes tenha de descer perto dos trópicos, criando nessa zona uma região de altas pressões. O mesmo, embora em sentido contrário, ocorre com o ar que se desloca dos Pólos a caminho do Equador, ou seja, as partículas de ar deslocam-se por um trajecto maior (devido à tal deflexão para a direita), aquecem mais rapidamente e vão criar uma região de baixas pressões perto da latitude de 60º. No meio destas duas células, ou seja entre os anticiclones subtropicais e as depressões subpolares cria-se uma nova célula que fecha o circuito. Deste modo a circulação do calor entre o Equador e os Pólos processa-se indirectamente através de uma sucessão de anticiclones e depressões.

A superfície os ventos sopram de NE, dos anticiclones subtropicais para as depressões equatoriais (ventos alísios), sopram de SW dos anticiclones subtropicais para as depressões subpolares e de NE dos anticlones polares para as depressões subpolares. O esquema desta circulação é o representado na figura seguinte.

Texto e desenhos elaborados por: CAP/TOMET Fernando Garrido sob manual MDINST 395-12 da FAP