MO Cap. 6 — Pressão atmosférica e ventos

1. Pressão atmosférica

Este capítulo trata da pressão atmosférica e de como ela varia na vertical e na horizontal. São essas variações de pressão que põem as massas de ar em movimento e dão origem aos ventos — tanto em superfície quanto em altitude. Ao final, vê-se também o movimento vertical do ar, responsável pela formação dos sistemas atmosféricos estudados mais adiante.

Fonte: YNOUE, Rita Yuri; REBOITA, Michelle S.; AMBRIZZI, Tércio; SILVA, Gyrlene A. M. da. Meteorologia: noções básicas. São Paulo: Oficina de Textos, 2017. Cap. 6 — Pressão atmosférica e ventos.

Edital: Anexo 2-A, Área V (Meteorologia e Oceanografia) — item 16.4 (Pressão atmosférica): pressão como peso da coluna de ar, unidades (hPa), barômetro, ajuste ao NMM (PNMM), equação do estado e variação vertical e horizontal da pressão; mecanismos que originam os ventos: força do gradiente de pressão, equilíbrio hidrostático, força de Coriolis, vento geostrófico, vento gradiente, atrito e movimentos verticais (convergência/divergência) · Anexo 2-B, Área V, item 2 (Ynoue, livro sem lista de capítulos; escopo fixado pelo 2-A).

A pressão atmosférica é o peso que a coluna de ar exerce por unidade de área sobre uma dada superfície. Como a gravidade — a força com que a Terra atrai os corpos — concentra as moléculas de ar perto do solo, a atmosfera é mais densa junto à superfície e vai rareando com a altura. Antes de prosseguir, convém recordar a densidade: a quantidade de massa num determinado volume.

Imagine-se linhas horizontais cortando a coluna de ar: sobre a linha mais baixa há mais moléculas (maior densidade) e sobre a linha mais alta, menos (menor densidade). A força peso, em newton (N), é o produto da massa (kg) pela aceleração da gravidade (m/s²). Tomando uma coluna de área 1 m², a unidade de pressão fica [N/m²] = pascal (Pa).

O primeiro instrumento para medir a pressão foi o barômetro de mercúrio, inventado em 1643 por Evangelista Torricelli (1608–1647), estudante de Galileu. Ele descreveu a atmosfera como um vasto oceano de ar que pressiona a superfície. Num tubo de vidro cheio de mercúrio, invertido sobre um recipiente também com mercúrio, o líquido escoava do tubo até o peso da coluna restante equilibrar a pressão do ar sobre o recipiente. Quando a pressão do ar subia, o mercúrio subia no tubo; quando baixava, descia. O comprimento da coluna de mercúrio virou, assim, uma medida da pressão. Hoje há barômetros aprimorados e também os barógrafos, que registram a pressão ao longo do tempo.

1.1 Ajuste da pressão ao nível médio do mar (PNMM)

Como a pressão diminui com a altura, não se pode comparar diretamente valores medidos em locais de altitudes diferentes: onde o terreno é mais alto, a coluna de ar acima é mais curta e pesa menos, então a pressão observada é sempre menor. Para tornar as medidas comparáveis, elimina-se o efeito do relevo aplicando uma correção que ajusta cada valor a um nível de referência — em geral o NMM.

Em locais acima do NMM (altitude positiva), soma-se um incremento à pressão observada. Em locais abaixo do NMM (altitude negativa), subtrai-se um valor, para compensar a camada de ar que teoricamente deixaria de existir acima do ponto. O ajuste não é trivial, pois exige estimar as propriedades da atmosfera na camada hipotética entre a superfície e o NMM; nas camadas baixas pode-se usar a taxa de cerca de 10 hPa a cada 1 000 m.

1.2 A equação do estado

Os gases se expandem quando aquecidos e ficam mais densos quando resfriados, o que indica que temperatura, densidade e pressão estão ligadas. Essa ligação é a equação do estado, já vista no Cap. 5:

Aqui $p$ é a pressão (Pa), $\rho$ a densidade (kg/m³), $T$ a temperatura do ar (K) e $R$ uma constante igual a $287\ \mathrm{J\,kg^{-1}\,K^{-1}}$. A equação diz duas coisas: com a temperatura fixa, aumentar a densidade (mais ar no mesmo volume) aumenta a pressão; e com a densidade fixa, aumentar a temperatura também aumenta a pressão, porque o calor agita mais as moléculas, que passam a colidir com mais força contra as paredes do volume.

Para entender como nascem as regiões de alta e baixa pressão, o livro usa um modelo simplificado: uma coluna de ar de densidade uniforme, largura constante e paredes que se expandem na vertical mas sem tampa (nenhuma molécula escapa pelo topo). Nesse modelo valem três suposições — densidade constante da base ao topo, largura fixa da coluna e ausência de tampa.

Forçando mais ar para dentro da coluna sem mudar a temperatura, ela fica mais densa e a pressão à superfície aumenta; retirando ar, a pressão diminui. O passo seguinte compara duas colunas idênticas sobre duas cidades de mesma altitude, com a mesma pressão e o mesmo número de moléculas no início.

Mantendo igual a pressão à superfície nas duas, resfria-se o ar sobre a cidade 1 e aquece-se o ar sobre a cidade 2. Na cidade 1 as moléculas se movem mais devagar e se juntam (ar mais denso); na cidade 2 se movem mais rápido e se afastam (ar menos denso). Como a largura é fixa e há uma barreira invisível entre as colunas, nenhuma molécula entra ou sai, e ambas mantêm a mesma pressão à superfície. Mas a coluna fria se contrai (fica mais baixa) e a coluna quente se expande (fica mais alta).

Subindo da superfície até uma mesma altura em cada coluna, passa-se por mais moléculas na coluna fria (agrupadas embaixo) e por menos na coluna quente (mais espalhadas). Logo, naquela altura, a pressão é menor na coluna fria e maior na coluna quente.

Removida a barreira invisível, o ar em altitude escoa do ponto de maior pressão (coluna quente) para o de menor (coluna fria). A coluna quente perde ar e sua pressão à superfície diminui; a coluna fria recebe esse ar e sua pressão à superfície aumenta. Em resumo: aquecer ou resfriar uma coluna gera variações horizontais de pressão que movem o ar; onde o ar se acumula em superfície a pressão sobe, onde rareia a pressão cai.

1.3 Variação vertical e horizontal da pressão

A pressão em qualquer altitude é igual ao peso do ar acima dela. Subindo na atmosfera o ar fica menos denso, então a pressão decresce com a altitude — mas não de modo uniforme: a queda é muito mais rápida perto da superfície, onde a pressão é alta, do que em níveis acima de 12 km, onde a pressão já é baixa.

A tabela abaixo mostra esse decréscimo numa atmosfera padrão — uma idealização da distribuição vertical de pressão e temperatura baseada em médias na latitude de 45°. Ao NMM a pressão é de cerca de 1 013 hPa e a temperatura, 15 °C; a 50 km, caem para 0,798 hPa e -2 °C.

Para comparar a pressão de várias estações, todas têm de ser primeiro reduzidas ao NMM. Feita a redução, percebe-se que as diferenças de pressão na horizontal são bem menores que as da vertical. Na horizontal, os valores ao NMM ficam, em geral, entre 960 e 1 050 hPa — uma diferença da ordem de 100 hPa espalhada por milhares de quilômetros. Na vertical, a diferença da superfície até 50 km é de cerca de 1 000 hPa, uma ordem de grandeza maior.

2. Ventos

Vento é o ar em movimento na horizontal. Para caracterizá-lo em qualquer ponto bastam dois parâmetros: a direção e a velocidade. O movimento vertical do ar recebe outro nome — movimento ou vento vertical — e é tratado mais adiante.

2.1 Direção e velocidade do vento

A direção meteorológica do vento indica de onde ele vem, não para onde vai. Um vento de oeste é o que sopra a partir de oeste. A direção é lida na rosa dos ventos, dividida em 360°: o N é a referência (0°) e os valores crescem no sentido horário — NE recebe 45°, E recebe 90°, e assim por diante. É comum usar a sigla inglesa dos pontos: N, S, E, W e NE, SE, SW, NW.

O círculo da direção do vento difere do círculo trigonométrico em dois pontos: aqui o zero está no N (e não no E, que no trigonométrico marca 0°), e os valores crescem no sentido horário (no trigonométrico crescem no anti-horário).

A velocidade (ou intensidade) costuma ser dada em metros por segundo (m/s), em quilômetros por hora (km/h) ou em nós (em inglês knots, kt). Um nó equivale a 0,5 m/s ou 1,8 km/h. Velocidade zero é a calmaria (não há vento). Um aumento repentino e passageiro da velocidade, em geral acompanhado de mudança brusca de direção, é a rajada — provocada por turbulência (passagem de vórtices), por diferença de altitude do terreno ou por frentes frias com grandes variações de temperatura e pressão. Como há rajadas, as observações para previsão devem usar o valor médio de um intervalo de dez minutos, e não um único registro.

O vento é uma grandeza vetorial: um vetor é um segmento orientado com origem, extremidade, direção, sentido e intensidade. O vento tem direção (norte-sul, leste-oeste etc.), sentido (de leste, de oeste etc., indicado pela origem do vetor) e intensidade (a velocidade). Decompondo o vetor no plano cartesiano, surgem a componente zonal (u), na direção leste-oeste (eixo x), e a componente meridional (v), na direção norte-sul (eixo y).

Escoamentos predominantes na direção leste-oeste chamam-se zonais; os predominantes na direção norte-sul, meridionais.

Nas cartas sinópticas — montadas com dados medidos ao mesmo tempo em horários padrão da Organização Meteorológica Mundial (OMM; em inglês WMO) — a direção do vento é um traço ligado ao ponto da observação. A intensidade aparece em barbelas na ponta do traço: cada barbela vale 10 kt, meia barbela vale 5 kt e um triângulo vale 50 kt. Vento de até 2 kt não leva barbela; na calmaria (0 kt) desenha-se só um círculo em volta do ponto.

3. Forças que influenciam os ventos

3.1 As leis do movimento de Newton

A primeira lei de Isaac Newton (1643–1727) diz que um corpo em repouso permanece em repouso, e um corpo em movimento retilíneo uniforme mantém a velocidade, a menos que uma força atue sobre ele. A segunda lei diz que a força sobre um corpo é igual à sua massa vezes a aceleração produzida:

Quando a massa é constante, a força e a aceleração ficam diretamente relacionadas. Como várias forças podem agir ao mesmo tempo, a segunda lei se refere à força resultante, e o corpo acelera na direção dessa resultante. Para achar a direção do vento, então, é preciso identificar todas as forças que atuam no movimento horizontal do ar: a força do gradiente de pressão, a força de Coriolis e o atrito. As duas primeiras agem em todos os níveis; o atrito atua perto da superfície.

3.2 Força do gradiente de pressão

As isóbaras são linhas que unem pontos de mesma pressão e mostram como ela varia na horizontal. A variação da pressão por unidade de distância é o gradiente de pressão:

Num exemplo do livro, entre uma região de 1 020 hPa e outra de 1 016 hPa separadas por 100 km, o gradiente é de 4 hPa em 100 km, ou seja, 0,04 hPa/km: a pressão sobe 0,04 hPa a cada quilômetro. Se as mesmas isóbaras estivessem a só 50 km, o gradiente dobraria para 0,08 hPa/km. Daí a regra geral: isóbaras afastadas, gradiente fraco; isóbaras próximas, gradiente forte.

A diferença horizontal de pressão gera a força do gradiente de pressão (FGP) — a única força capaz de gerar os ventos. Ela aponta das altas para as baixas pressões, formando ângulos retos (90°) com as isóbaras. Sua magnitude acompanha o gradiente: quanto mais intenso o gradiente, maior a FGP.

Nessa expressão $\rho$ é a densidade do ar e $\Delta p/d$ é o gradiente horizontal de pressão. Embora a FGP seja a única que gera os ventos, ela não atua sozinha: assim que o ar começa a se mover, a força de Coriolis o desvia. Antes de chegar a Coriolis, vale ver a versão vertical da FGP.

Equilíbrio hidrostático

A FGP move o ar das altas para as baixas pressões, e a pressão cai rápido com a altura — pelo que se poderia imaginar o ar sempre subindo rumo ao espaço. Isso não acontece graças à gravidade, que empurra a massa de ar para a superfície. Normalmente a FGP vertical (apontando para cima) e a gravidade (apontando para baixo) têm valores quase iguais e sentidos opostos: é o equilíbrio hidrostático, em que a camada de ar não se desloca na vertical.

Os movimentos verticais são bem mais fracos que os horizontais, mas é justamente o ar ascendente que se associa às tempestades.

3.3 Força de Coriolis

Ao contrário da FGP, a força de Coriolis (FC) é uma força fictícia: um efeito da rotação da Terra, que surge por se usar um referencial não inercial. A imagem clássica é a de uma plataforma giratória com duas pessoas trocando uma bola. Parada a plataforma, a bola vai em linha reta. Girando no sentido horário (o sentido em que a Terra gira vista de cima do polo Sul), a bola — que para um observador externo segue reta — parece desviar para a esquerda do alvo, na visão de quem está na plataforma. Transpondo para o planeta: a Terra é a plataforma e o vento, a bola; a FC é o termo que representa esse desvio aparente nas equações do movimento atmosférico.

Numa carta real, os ventos não cruzam as isóbaras a 90° como faria só a FGP — eles tendem a ficar paralelos às isóbaras. Isso ocorre porque, depois que a FGP inicia o movimento, a FC entra em ação; quando a FC iguala a FGP em magnitude, mas em sentido oposto, o vento resultante fica paralelo às isóbaras (detalhado adiante, no vento geostrófico).

Para um vento inicialmente de oeste ao longo do paralelo 40°, horas depois ele continua de oeste para o observador fora da Terra, mas, no referencial fixo à Terra, vira vento de noroeste no hemisfério Norte e de sudoeste no hemisfério Sul. Vale o alerta: ao contrário da crença popular, a FC não faz a água girar no ralo — o efeito só é perceptível após algumas horas de movimento, em fenômenos como brisas, ciclones e anticiclones.

4. Ventos acima da camada-limite planetária

A FGP horizontal é a única força que gera os ventos e a FC só influencia a direção. Acima da camada-limite planetária (CLP) — uma faixa de cerca de 1 000 m de altura, que sofre os efeitos imediatos da superfície — essas duas forças se combinam para produzir dois tipos de vento: o geostrófico e o gradiente.

4.1 Vento geostrófico

Acompanhe-se uma parcela de ar no hemisfério Sul, a cerca de 5 km de altitude, inicialmente em repouso, num campo com isóbaras igualmente espaçadas (FGP constante, dirigida de norte para sul). A FGP acelera a parcela para sul, rumo às baixas pressões. Assim que ela começa a se mover, a FC a desvia para a esquerda (hemisfério Sul). Como a FGP ainda supera a FC, a parcela ganha velocidade; e, como a FC cresce com a velocidade, o desvio vai aumentando.

A velocidade cresce até a FC se igualar à FGP. Nesse ponto a resultante é zero, a parcela para de acelerar e escoa em linha reta, paralela às isóbaras e com velocidade constante. Esse é o vento geostrófico: o vento que surge quando a FGP fica em equilíbrio com a FC. No hemisfério Sul, o geostrófico deixa as baixas pressões à direita e as altas à esquerda.

4.2 Vento gradiente

O geostrófico é boa aproximação onde as isóbaras são retas, mas, na prática, elas formam curvas — abertas ou fechadas, em células aproximadamente circulares. Essas células são os ciclones (ou baixas), de pressão mínima no centro, e os anticiclones (ou altas), de pressão máxima no centro. Nessas situações o vento real é estimado pelo vento gradiente, que resulta do balanço de três forças: FGP, FC e a força centrífuga (aparente).

Convém distinguir as duas: a força centrípeta aponta para o centro da trajetória curva, impedindo o corpo de "escapar pela tangente"; a força centrífuga (FCe) é aparente, de mesma intensidade mas sentido oposto (para fora), originada pela inércia da parcela — é ela que muda a direção do escoamento curvo.

Numa baixa no hemisfério Norte, a FGP acelera o ar para o centro, a FC o desvia para a direita e a FCe o puxa para fora; em equilíbrio, a parcela tende a seguir reto e se distancia do centro. Ao se afastar, a FCe diminui e a resultante traz a parcela de volta ao seu raio de origem, onde as três forças voltam ao equilíbrio. Repetido ao longo da trajetória, o processo faz o ar escoar paralelo às isóbaras no sentido ciclônico (anti-horário no hemisfério Norte, horário no Sul). Numa alta, a FCe atua no mesmo sentido da FGP, e o ar escoa no sentido anticiclônico (horário no hemisfério Norte, anti-horário no Sul).

5. Ventos em superfície

5.1 Força de atrito

Nas cartas de superfície, os ventos não escoam totalmente paralelos às isóbaras: ao irem das altas para as baixas pressões, cruzam as isóbaras com ângulos menores que 90° — em média cerca de 30°. A causa é a força de atrito entre o vento e a superfície do planeta.

Acima de 1 000 m o vento escoa paralelo às isóbaras, pois a FGP equilibra a FC. Perto da superfície o atrito reduz a velocidade do vento, o que reduz a FC; com a FC enfraquecida, o balanço com a FGP se rompe e o vento passa a cruzar as isóbaras em direção às menores pressões.

No hemisfério Sul, em superfície, o vento entra e gira no sentido horário nas baixas e sai no sentido anti-horário nas altas; no hemisfério Norte, entra no anti-horário nas baixas e sai no horário nas altas. Em altitude, o atrito é nulo.

6. Movimento vertical

Em superfície, os ventos convergem (dirigem-se) para o centro de baixa pressão e divergem (saem) do centro de alta. Esse comportamento horizontal se liga a um movimento vertical do ar.

Numa baixa, qualquer que seja o hemisfério, o ar que converge para o centro sobe lentamente; a cerca de 6 000 m, acima da baixa, ele começa a divergir. Enquanto a divergência em altos níveis iguala a convergência em superfície, a pressão no centro não muda. Se a divergência em altos níveis supera a convergência em superfície, a pressão no centro da baixa decresce.

Numa alta o processo se inverte: o ar diverge do centro em superfície e, para repor o que saiu, o ar em níveis altos converge e desce lentamente (subside).

Resta uma aparente contradição. Em §3.2 viu-se que a atmosfera está em equilíbrio hidrostático, ou seja, as camadas não se deslocam na vertical — mas agora se fala em movimentos verticais. Na verdade, o equilíbrio hidrostático é uma teoria que simplifica o estudo dos processos atmosféricos; os movimentos verticais existem e são justamente eles que originam os diferentes sistemas atmosféricos. O capítulo seguinte passa aos dados atmosféricos e às formas de observação que registram tudo isso.