Meteo Queluz

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.

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.

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