PRESSo ATMoSFRICA E VENToS Meteorologia ? 98 6 Presso Atmosfrica e Ventos iccitur icis is

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    6.1 Introduo6.2 Presso Atmosfrica

    6.2.1 Ajuste da Presso ao Nvel Mdio do Mar (PNMM) 6.2.2 A Equao do Estado 6.2.3 Variao Vertical e Horizontal da Presso

    6.3 Ventos6.3.1 Direo e Velocidade do vento

    6.4 Foras que Influenciam os Ventos6.4.1 As Leis do Movimento de Newton 6.4.2 Fora do Gradiente de Presso 6.4.3 A Fora de Coriolis

    6.5 Ventos acima da Camada de Atrito 6.5.1 Vento Geostrfico 6.5.2 Vento Gradiente

    6.6 Ventos em superfcie 6.6.1 Fora de Atrito

    6.7 Movimento Vertical Referncias

    Rita Yuri YnoueMichelle S. Reboita

    Trcio Ambrizzi Gyrlene A. M. da Silva

    Nathalie T. Boiaski

    PRESSo ATMoSFRICA E VENToS6

    Met

    eoro

    logi

    a

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    6.1 IntroduoEste texto aborda a presso atmosfrica e como esta grandeza varia verticalmente e hori-

    zontalmente. Veremos tambm como surgem os ventos, as foras que originam e interferem

    nas condies de vento na superfcie e em altitude, assim como os movimentos verticais na

    atmosfera. Estes, por sua vez, so responsveis pela formao de diferentes sistemas atmosfricos

    que sero discutidos no texto Sistemas Atmosfricos.

    6.2 Presso Atmosfrica A presso atmosfrica , simplesmente, a presso exercida pelo peso da coluna d ar sobre uma

    dada superfcie.. Fisicamente, representa o peso que a atmosfera exerce por unidade de rea. Como a

    fora gravitacional (fora exercida pela Terra sobre um corpo) favorece uma maior concentrao das

    molculas de ar em direo superfcie terrestre, a atmosfera ser mais densa prximo a ela Figura 6.1).

    Observando-se a Figura 6.1, nota-se que, se fossem realizados

    cortes horizontais nela, mais molculas seriam encontradas sobre o

    corte mais prximo da superfcie (maior densidade) e menos sobre o

    corte em maior altitude (menor densidade).

    Para medir a presso atmosfrica, os meteorologistas usam

    a unidade de fora chamada Newton, que corresponde fora

    necessria para acelerar um quilograma de massa em um metro por

    segundo ao quadrado, N = kg m s-2. Ao Nvel Mdio do Mar

    (NMM), a atmosfera exerce uma fora de 101.325 Newtons por

    metro quadrado. Para simplificar esse nmero, o National Weather

    Service dos Estados Unidos adotou o milibar (mb), que igual a

    Neste ponto, importante recordar o conceito de densidade, que a medida do grau de concentrao de massa num determinado volume.

    Figura 6.1: Concentrao das molculas de ar em direo superfcie terrestre. / Fonte: adaptado de AguAdo; Burt, 2010.

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    100 Newtons por metro quadrado. Assim, a Presso ao Nvel Mdio do Mar (PNMM) tem o

    valor de 1.013,25 milibares. A Organizao Meteorolgica Mundial (OMM) recomenda o uso

    do milibar e o adota como unidade internacional no intercmbio de informaes meteorolgicas.

    Em 1643, Evangelista Torricelli, um estudante do famoso cientista Galileu, inventou o

    primeiro instrumento para medir a presso atmosfrica: o barmetro de mercrio. Torricelli

    descreveu a atmosfera como um vasto oceano de ar, que exerce presso sobre a superfcie

    terrestre. Para medir essa fora, ele usou um tubo de vidro totalmente preenchido de mercrio.

    Ao inverter o tubo, colocando-o num recipiente tambm com mercrio, Torricelli observou

    que o mercrio deixava o tubo (flua para o recipiente) at o

    momento em que o peso da coluna de mercrio estivesse

    balanceado com a presso exercida pelo ar acima sobre a

    superfcie do mercrio; em outras palavras, at que o peso da

    coluna de mercrio se igualasse ao peso de uma coluna de ar

    de igual dimetro, que se estendia da superfcie ao topo da

    atmosfera.Torricelli notou que, quando a presso do ar

    aumentava, o mercrio subia no tubo, e ocorria o contrrio

    quando a presso diminua (Figura 6.2). Portanto, o compri-

    mento da coluna de mercrio tornou-se uma medida da

    presso atmosfrica. Com o passar do tempo, o barmetro de

    Torricelli foi aprimorado e hoje, alm de barmetros, tambm

    existem os bargrafos. Uma descrio desses instrumentos

    pode ser encontrada em Varejo-Silva (2006).

    No sistema internacional (SI) de unidades a unidade-padro da presso no sistema internacional (SI) de unidades o Pascal (Pa), que corresponde a um Newton por metro quadrado (N m-2). Nesta notao, uma atmosfera-padro tem o valor de 101.325 Pa (que corresponde a 1.013,25 hectopascais - hPa ou 101,325 quilopascais - kPa).

    Figura 6.2: Esquema ilustrativo do barmetro de mercrio de Torricelli. / Fonte: adaptado de grimm, 2011.

    http://fisica.ufpr.br/grimm/aposmeteo/index.html

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    6.2.1 Ajuste da Presso ao Nvel Mdio do Mar (PNMM)

    No possvel comparar diretamente os valores da presso atmosfrica coletados em locais

    com diferentes altitudes na superfcie do planeta, pois os valores da presso das localidades mais

    elevadas sero sempre menores do que os das demais. Isso ocorre porque, sobre as localidades

    mais altas, a coluna atmosfrica menor e, portanto, o peso dessa coluna menor (Figura 6.3).

    Os valores de presso medidos em superfcies com diferentes alturas so comparveis quando

    o efeito do relevo eliminado. Para isso, aplica-se uma correo aos valores observados da

    presso atmosfrica para que estes se ajustem a um dado nvel de referncia, em geral, o NMM.

    Em locais com altitudes positivas, ou seja, acima do NMM, essa correo consiste em adicionar

    certo incremento ao valor da presso observada superfcie. J, no caso de locais com altitudes

    negativas (abaixo do NMM), a presso observada seria diminuda como forma de compensar

    a camada de ar que, teoricamente, deixaria de existir acima deles. A eliminao do efeito da

    altitude no trivial, pois necessrio estimar as propriedades fsicas da atmosfera na camada

    hipottica que separa uma determinada superfcie do NMM.

    Figura 6.3: Valores da presso atmosfrica em locais com diferentes altitudes. / Fonte: adaptado de Lutgens; tArBuck, 2010.

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    6.2.2 A Equao do Estado

    A experincia diria das pessoas indica que os gases tendem a se expandir quando aquecidos

    e a se tornar mais densos quando resfriados. Isso sugere que a temperatura, a densidade e

    a presso estejam relacionadas. Tal relao descrita pela equao do estado apresentada no

    item 5.2 do texto Estabilidade Atmosfrica, Nuvens e Precipitao e reproduzida aqui:

    6.1

    onde p a presso (Pa); r, a densidade; T, a temperatura do ar (K) e R uma constante igual a 287 Joules por quilograma por Kelvin ( J Kg1r1).

    Segundo a equao,

    a. se a densidade do ar aumentar (isto , se mais ar for adicionado a um elemento de volume) enquanto a T mantida constante, a presso aumentar.

    b. similarmente, em densidade constante, um aumento na temperatura implica um aumento da presso.

    No caso (b), o aumento da presso ocorre porque o aumento da temperatura uma fonte

    de energia para as molculas de ar, que se tornam mais agitadas e acabam exercendo presso

    (imagine as molculas de ar colidindo nas paredes da Figura 6.1; em outras palavras, elas esto

    exercendo presso). A discusso a seguir usa os conhecimentos da equao do estado.

    Como a atmosfera complexa, os cientistas criam modelos em que eliminam algumas das

    suas complexidades a fim de entenderem os processos da natureza. Ahrens (2000) apresenta

    um modelo para o entendimento da formao de regies de alta e baixa presso na atmosfera.

    A Figura 6.4 mostra um modelo da atmosfera constitudo por uma coluna de ar estendendo-se

    para cima na atmosfera, com molculas de ar representadas por pontos.

    Nesse modelo, assume-se:

    1. que as molculas de ar no estejam mais concentradas na superfcie e, portanto, a densi-dade do ar permanece constante desde a superfcie at o topo da coluna (ao fazer cortes

    horizontais na Figura 6.4, o nmero de molculas ser igual em todos os cortes);

    2. que a largura da coluna no varie.

    p = r R T

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    Vamos supor que, de alguma maneira, certa quantia de ar seja forada a entrar na coluna

    (Figura 6.4). Com isso, surge a questo: o que aconteceria com a coluna?

    Se a temperatura na coluna no for modificada, a adio do ar tornaria a

    coluna de ar mais densa implicando num aumento da presso do ar na superfcie.

    Da mesma forma, se uma grande quantidade de ar fosse removida da coluna, a

    presso do ar na superfcie diminuiria. Agora vamos considerar, para o modelo da

    Figura 6.5, as mesmas suposies feitas para o modelo da Figura 6.4.

    Imagine que as duas colunas de ar na Figura 6.5a estejam localizadas numa mesma altitude

    e que possuam os mesmos valores de presso superfcie. Essa condio indica que existe o

    mesmo nmero de molculas em cada coluna sobre ambas as cidades. Tambm considere que

    a presso do ar superfcie nas duas cidades permanea a mesma, e que enquanto o ar sobre a

    cidade 1 resfriado e sobre a cidade 2 aquecido (Figura 6.5b).

    medida que o ar na coluna 1 se resfria, as molculas se movem mais devagar e se juntam

    (nesse caso, o ar se torna mais denso). No ar mais aquecido, acima da cidade 2, as molculas se

    movem mais rapidamente e se afastam (nesse caso, o ar se torna menos denso). Como estamos

    considerando que a largura das colunas no se altera e que h uma barreira invisvel entre

    elas, as molculas de ar no podem entrar ou sair dessas colunas e, portanto, ambas as cidades

    Figura 6.4: Modelo da atmosfera onde a densidade do ar permanece constante com a altura.

    Figura 6.5: Esquema que mostra que necessria uma coluna menor de ar frio para exercer a mesma presso do que uma extensa coluna de ar aquecido. / Fonte: Adaptado de AHRENS, 2000.

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    permanecem com a mesma presso superfcie. Entretanto, com o ar mais denso e frio sobre a

    cidade 1, a coluna se contrai, enquanto que a coluna se expande ficando mais alta no ar menos

    denso e mais quente da cidade 2. Assim, temos uma coluna de ar menor e mais fria sobre a

    cidade 1 e uma coluna mais alta e mais quente sobre a cidade 2. Dessa situao surge um

    conceito muito utilizado em Meteorologia: uma coluna menor de ar mais frio e denso exerce a

    mesma presso superfcie que uma coluna maior de ar mais quente e menos denso quando o

    nmero de molculas igual em ambas. Desse conceito, tambm se pode deduzir que a presso

    atmosfrica decresce mais rapidamente com a altura numa coluna de ar frio. Imagine que vamos

    nos deslocar da superfcie de cada coluna at uma determinada altura (indicada pelas letras A

    e B na Figura 6.5 c). Nessa situao, vamos passar por um maior nmero de molculas que

    se encontram mais agrupadas na coluna 1 e por um menor nmero de molculas na coluna 2,

    j que essas esto mais distribudas pela coluna. Assim, ao atingirmos a altura desejada veremos

    que a presso menor nessa altura na coluna mais fria e maior na coluna mais quente. Observe

    na Figura 6.5 c que existem mais molculas de ar sobre a letra A na coluna mais quente

    do que sobre a letra B na coluna mais fria. O fato do nmero de molculas de ar sobre um

    determinado nvel ser um indicador da presso atmosfrica est associado a outro importante

    conceito: ar quente em altitude, normalmente, est associado a altas presses atmosfricas e ar

    frio em altitude est associado a baixos valores de presso atmosfrica.

    Note na Figura 6.5c que a diferena horizontal de temperatura entre as duas colunas nos

    pontos A e B cria uma diferena horizontal de presso. Essa diferena de presso origina uma

    fora, chamada fora do gradiente de presso, que causa o movimento do ar a partir da

    regio de maior presso em direo regio de menor presso. Suponha que a barreira invisvel

    entre as duas colunas seja removida e que o ar em altitude se mova horizontalmente. Nessa situ-

    ao, o ar se deslocar da coluna 2 (ponto A) para a coluna 1 (ponto B). medida que o ar em

    altitude deixa a coluna 2, o peso do ar nessa coluna decrescer o que implica numa diminuio

    da presso atmosfrica em superfcie. Da mesma maneira, o acmulo de ar na coluna 1 causar

    um aumento da presso atmosfrica em superfcie. Em sntese, aquecimento ou resfriamento de

    uma coluna de ar pode promover variaes horizontais na presso, que causaro movimentos

    do ar. Nas regies onde h acmulo de ar sobre a superfcie haver um aumento da presso

    atmosfrica, enquanto nas regies em que h decrscimo na quantidade de ar sobre a superfcie,

    haver uma diminuio na presso atmosfrica.

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    6.2.3 Variao Vertical e Horizontal da Presso

    Nas sees anteriores, foram mostrados detalhes sobre a variao da presso com a altitude.

    Aqui, apresentada apenas uma sntese de alguns conceitos. A presso em qualquer altitude na

    atmosfera igual ao peso do ar acima daquele ponto. medida que se ascende na atmosfera,

    o ar torna-se menos denso (pois a fora de gravidade empurra o ar em direo superfcie

    terrestre). Portanto, h um decrscimo da presso com a altitude. A variao da presso com

    a altitude no constante: a taxa de decrscimo muito maior prximo superfcie, onde

    a presso mais alta, do que em nveis mais altos (superiores a 12 km), onde a presso

    mais baixa (Figura 6.6). A Tabela 6.1 mostra o decrscimo da presso com a altura numa

    atmosfera-padro. A atmosfera-padro uma idealizao da distribuio vertical de presso

    atmosfrica (bem como da temperatura e da densidade do ar), que representa as condies mdias

    da atmosfera real. Note que, ao NMM, a presso de aproximadamente 1.013 hPa, enquanto, a

    50 km acima da superfcie, de 0,8 hPa.

    Para se comparar a presso em superfcie

    em vrias estaes meteorolgicas, primeira-

    mente, a presso de todas as estaes deve ser

    ajustada (reduzida) ao NMM. A compa-

    rao dos registros de presso obtidos em

    diferentes regies do globo revela dife-

    renas de presso ao NMM que so bem

    menores do que os valores obtidos na

    vertical. Na horizontal, as presses encon-

    tradas ao NMM, geralmente, variam entre

    960 e 1.050 hPa (Figura 6.7) e sendo esses

    valores encontrados a grandes distncias

    (>> 1.000 km). Tais valores indicam uma

    diferena de presso da ordem de 100 hPa.

    J na vertical, a diferena da presso entre a

    superfcie e 50 km de altura, por exemplo, de

    aproximadamente 1.000 hPa (Tabela 6.1),

    que uma ordem de grandeza superior s Figura 6.6: Variao da presso com a altitude. Fonte: adaptado de strAhLer; strAhLer,1997.

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    variaes registradas na horizontal em superfcie. A Figura 6.7 tambm mostra a localizao

    dos sistemas de alta e baixa presso (centros com linhas fechadas) ao NMM em termos mdios

    climatolgicos (perodo de 1948 a 2011). evidente que os sistemas ocorrem afastados uns dos

    outros. Em termos mdios, os sistemas que apresentam as mais baixas presses encontram-se

    nas latitudes mdias e os de mais alta presso, nos subtrpicos (Figura 6.7). A explicao para

    a distribuio espacial dos sistemas de alta e baixa presso ser abordada no texto Circulao

    Geral da Atmosfera.

    Tabela 6.1: Variao da presso atmosfrica com a altitude. / Fonte: adaptado de Lutgens; tArBuck, 2010.

    Altura (km) Presso (mb) Temperatura (C)50,0 0,798 2

    40,0 2,87 22

    35,0 5,75 36

    30,0 11,97 46

    25,0 25,49 51

    20,0 55,29 56

    18,0 75,65 56

    16,0 103,5 56

    14,0 141,7 56

    12,0 194,0 56

    10,0 265,0 50

    9,0 308,0 43

    8,0 356,5 37

    7,0 411,0 30

    6,0 472,2 24

    5,0 540,4 17

    4,0 616,6 11

    3,5 657,8 8

    3,0 701,2 4

    2,5 746,9 1

    2,0 795,0 2

    1,5 845,6 5

    1,0 898,8 9

    0,5 954,6 12

    0 1013,2 15

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    6.3 VentosO vento , simplesmente, o ar em movimento na horizontal. J o ar uma mistura de

    diferentes molculas de gases. A caracterizao do vento, em qualquer ponto da atmosfera,

    necessita de dois parmetros: a direo e a velocidade.

    6.3.1 Direo e Velocidade do vento

    A direo do vento define a posio a partir da qual o vento sopra

    e no para onde o vento est indo. A direo expressa em termos

    do azimute, isto , do ngulo que o vetor velocidade do vento forma

    com o norte geogrfico local (0), medido no mesmo sentido do

    movimento dos ponteiros de um relgio. Dessa forma, o vento que vem

    de leste tem direo de 90, o que vem do sul tem direo de 180 etc.

    A determinao da direo do vento feita com base num crculo

    (representao azimutal), em que os valores dos graus esto dispostos

    diferentemente aos do crculo trigonomtrico. A Figura 6.8 mostra

    uma comparao entre tais crculos e pode-se notar que, no crculo

    Predomnio de baixas presses

    Predomnio de altas presses

    Predomnio de altas presses

    Predomnio de baixas presses

    Figura 6.7: Mdia climatolgica (1948 a 2011) da presso atmosfrica ao nvel mdio do mar. / Fonte: National Centers for Environmental Prediction (NCEP).

    Figura 6.8: Comparao entre o crculo utilizado para determinar a direo do vento (a) e o crculo trigonomtrico (b).

    b

    a

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    trigonomtrico, o valor de 90 corresponde a 0 do crculo utilizado para determinar a direo

    do vento; os demais valores tambm esto em posies diferentes nos dois crculos. Outra diferena

    o sentido do movimento: no crculo trigonomtrico, o movimento realizado no sentido

    anti-horrio, ao passo que, no crculo usado para deter-

    minar a direo do vento, feito no sentido horrio.

    Quando no h instrumentao para determinar a

    direo do vento com preciso, costuma-se estim-la

    atravs do uso da rosa dos ventos (Figura 6.9). A direo

    ser aquela que mais se aproxima de um dos pontos

    cardeais (norte N, sul S, leste L, oeste O) ou colaterais

    (nordeste NE, sudeste SE, sudoeste SO, noroeste NO).

    comum encontrar a sigla desses pontos no idioma

    ingls; nesse caso, os pontos cardeais so: N, S, E e W, e

    os colaterais: NE, SE, SW e NW.

    A velocidade (ou intensidade) do vento pode ser

    expressa em metros por segundo (m s-1), em quilmetros por hora (km h-1) ou em knots (k t).

    Um knot (n) corresponde a uma milha nutica (1.852 m) por hora. O valor de velocidade de

    0 m s-1 usado quando no h vento, situao conhecida como calmaria. Quando, em poucos

    minutos, ocorre um aumento repentino da velocidade do vento, tem-se uma situao de rajada.

    Em geral, as rajadas tambm so acompanhadas por variaes bruscas na direo do vento.

    A rajada de vento ocorre devido turbulncia atmosfrica, (passagem de vrtices ou redemoinhos

    pela regio) diferenas de altitude entre terrenos ou ao longo de frentes frias onde ocorre

    grandes variaes de temperatura e presso. Como os ventos em superfcie podem apresentar

    rajadas, as observaes meteorolgicas da intensidade e direo do vento para fins de anlise

    e previso do tempo devem se referir aos valores mdios correspondentes a um intervalo de

    10 minutos e no a um nico registro do vento a cada 10 minutos.

    Na atmosfera, existe tanto movimento do ar na direo horizontal (por exemplo, de norte

    para sul) quanto na vertical (ar descendo ou subindo na atmosfera). Entretanto, considera-se

    vento somente o movimento na horizontal. Como o vento uma grandeza vetorial, torna-se

    importante definir o que vetor. Vetor um segmento orientado de reta, que tem origem

    (de onde sai) e extremidade (at onde chega), bem como direo, sentido e intensidade.

    Assim, o vento um vetor (Figura 6.10), pois possui direo (horizontal), sentido (leste,

    Figura 6.9: Rosa dos ventos e os pontos cardeais, colaterais e subcolaterais.

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    oeste, sul etc., que indicado pela extremidade do vetor) e intensidade (velocidade).

    Os vetores podem ser decompostos em componentes x e y no plano cartesiano. No caso do vento, as componentes so chamadas componente zonal (u) aquela que representa o vento na direo leste-oeste (eixo x), e componente meridional (v) aquela que representa o vento na direo norte-sul (eixo y). Com relao componente zonal, o vento de oeste para leste

    representado por valores positivos, enquanto o de leste para

    oeste, por valores negativos. J, com relao componente

    meridional, o vento de sul para norte representado por valores

    positivos, enquanto o de norte para sul, por valores negativos.

    Nas cartas sinticas (dados medidos simultaneamente sobre o globo em horrios-padro

    definidos pela OMM), a direo do vento indicada por um trao que tem orientao

    similar a do azimute do vento e que unido a um ponto que representa o local da observao

    (Figura 6.11). A intensidade do vento representada na extremidade do trao atravs de

    barbelas (pequenas bandeiras) que representam 10 kt cada uma. As velocidades de 5 kt so

    indicadas por metade de uma barbela e as de 50 kt, por tringulos. Ventos com velocidade

    inferior a 5 kt no possuem barbela anexada ao trao que parte do local da observao.

    Nas situaes de calmaria (0 kt) somente desenhado um crculo ao redor do ponto da

    observao. Quando, numa carta meteorolgica, os pontos com a mesma direo do vento so

    unidos, formam-se linhas chamadas isognicas. J as linhas formadas pela unio de pontos com

    vento de mesma intensidade so chamadas de isotacas.

    Figura 6.10: Exemplo de um vetor indicando vento de sudoeste (225). O nmero 3 m s-1 representa a intensidade do vetor, isto , a velocidade do vento.

    Figura 6.11: Representao da direo e da velocidade (barbelas) do vento em uma carta sintica no Hemisfrio Sul. / Fonte: adaptado de VArejo-siLVA, 2006.

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    6.4 Foras que Influenciam os Ventos6.4.1 As Leis do Movimento de Newton

    A primeira lei do movimento de Newton afirma que um objeto em repouso permanecer

    em repouso e um objeto em movimento permanecer em movimento (e se deslocar em velo-

    cidade constante e em linha reta) a menos que uma fora seja exercida sobre ele. J a segunda lei

    de Newton declara que a fora exercida sobre um objeto igual sua massa vezes a acelerao

    produzida. Essa lei pode ser escrita como

    6.2

    De acordo com a equao 6.2, quando a massa de um objeto constante, a fora que age

    sobre o objeto est diretamente relacionada acelerao que produzida. Como mais do que

    uma fora pode agir sobre um objeto, a segunda lei de Newton se refere fora lquida, total

    ou resultante. Um objeto ir sempre acelerar na direo da fora resultante que atua sobre ele.

    Com base nessas ideias, para determinar a direo do vento, necessrio identificar e examinar

    todas as foras que afetam o movimento horizontal do ar. Entre essas foras esto a fora do

    gradiente de presso, a fora de Coriolis e o atrito.

    Inicialmente, sero apresentadas as foras que influenciam os ventos em todos os nveis da

    atmosfera e, depois, a fora de atrito que atua nos ventos prximos superfcie.

    6.4.2 Fora do Gradiente de Presso

    A Figura 6.12 mostra uma regio de presses mais altas (1.020 mb) no lado esquerdo

    do mapa e de presses mais baixas (1.016 mb) no lado direito. J as isbaras indicam o valor

    da presso e sua variao na horizontal. O clculo da variao da presso numa determinada

    distncia fornece o gradiente de presso.

    F = m a

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    6.3

    que tambm pode ser representado matematicamente como:

    6.4

    Na Figura 6.12, o gradiente de presso entre os pontos 1 e 2 de 4 milibares (que

    1.020 1.016 = 4) por 100 quilmetros, ou seja, 0,04 mb/km. Isso significa que, a cada

    quilmetro (indo da direita para a esquerda), a presso aumenta 0,04 mb. Geralmente, o vetor

    que representa o gradiente de presso desenhado nos mapas meteorolgicos; se o mesmo fosse

    desenhado na Figura 6.12, seria uma seta que apontaria da regio de menor presso para a de

    maior presso (isto , seria uma seta com sentido oposto seta vermelha). Agora, suponha que,

    na Figura 6.12, as isbaras estejam mais prximas (isto , afastadas apenas 50 km). Nesse caso,

    o gradiente de presso equivale a 0,08 mb/km. Esse valor indica que h uma rpida mudana

    na presso sobre uma rea relativamente pequena ou um forte gradiente de presso.

    No entanto, se a presso estiver mudando de forma que as isbaras fiquem mais afastadas umas

    das outras, a diferena de presso ser menor sobre uma rea relativamente maior. Essa condio

    indicaria um gradiente de presso menos intenso ou um enfraquecimento dele.

    Quando existem diferenas horizontais na presso do ar, surge uma fora lquida, que

    responsvel pela gerao dos ventos. Essa fora chamada fora do gradiente de presso

    (FGP), que se dirige das altas presses para as baixas presses, formando ngulos

    retos (ngulos de 90) com as isbaras. A magnitude da FGP est diretamente relacionada

    diferena de pressoGradiente de Presso = distncia

    pGPd

    =

    Figura 6.12: O gradiente de presso entre os pontos 1 e 2 4 mb por 100 km. A fora lquida direcionada da maior para a menor presso a fora do gradiente de presso e representada pela seta em vermelho. / Fonte: adaptado de Ahrens, 2000.

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    ao gradiente de presso. Quanto mais intensos forem os gradientes de presso, maior ser a FGP e vice-versa. Essa relao mostrada na Figura 6.13.

    A fora do gradiente de presso escrita matematicamente como:

    6.5

    onde r a densidade do ar. Veja que essa equao considera, alm do gradiente de presso (p/d), a densidade do ar (r). A densidade do ar deve ser levada em conta quando consideramos uma massa unitria de ar em movimento.

    A fora do gradiente de presso a nica fora capaz de gerar os ventos, mas ela

    no a nica a atuar sobre o ar. Se a FGP fosse a nica, o vento sempre se dirigiria das altas

    para as baixas presses. Porm, medida que o ar comea a se deslocar, o vento desviado do

    seu curso pela fora de Coriolis. Antes de apresentar essa fora, ser explanada a questo da

    existncia da fora do gradiente de presso na vertical.

    Equilbrio Hidrosttico

    J foi mostrado que

    1. a fora do gradiente de presso origina o vento (que escoa das altas para as baixas presses) e que,

    Figura 6.13: Relao entre o gradiente de presso e a fora do gradiente de presso. As linhas de cor cinza representam as isbaras. As setas vermelhas indicam a magnitude da fora, que sempre direcionada da maior para a menor presso. / Fonte: adaptado de Ahrens, 2000.

    1 pFGPd

    =

    r

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    2. a presso atmosfrica decresce rapidamente com a altitude. Com esses dois fatos, normal pensar que o vento poderia ser direcionado da superfcie para as maiores

    altitudes. Se isso realmente ocorresse, os seres vivos se sufocariam, pois todo o ar iria

    em direo ao espao em resposta fora do gradiente de presso na vertical.

    Entretanto, considere outro fato relevante: a gravidade empurra toda a massa em

    direo superfcie terrestre. A surge a questo:

    Por que a atmosfera no colapsa em direo superfcie do planeta?

    Isso no ocorre porque a fora do gradiente

    de presso vertical e a fora de gravidade tm

    normalmente (ou aproximadamente) o mesmo

    valor e operam em sentidos opostos (isto , a

    FGP vertical aponta da superfcie para as mais

    altas altitudes e a fora de gravidade, das maiores

    altitudes em direo superfcie). Essa situao

    chamada equilbrio hidrosttico. Para facilitar

    o entendimento desse conceito, imagine uma

    coluna atmosfrica formada por muitas camadas.

    Ao selecionarmos uma dessas camadas como

    na Figura 6.14, note que a fora do gradiente

    de presso (que aponta para cima) tem a mesma

    magnitude da fora que aponta para baixo (pois

    as setas possuem o mesmo tamanho). Assim, essa

    camada no pode se deslocar verticalmente (est sem movimento), ou seja, possui equilbrio hidrosttico.

    Quando a fora gravitacional exatamente igual fora do gradiente de presso vertical, no

    h acelerao na vertical. Quando a fora gravitacional excede ligeiramente a FGP vertical, isso resulta em movimento subsidente. Por outro lado, quando a FGP vertical excede a fora gravi-

    tacional, ocorrem movimentos ascendentes. Movimentos ascendentes na atmosfera esto asso-

    ciados ocorrncia de tempestades. Isso ser abordado no texto Sistemas Atmosfricos.

    Figura 6.14: Coluna atmosfrica com uma camada destacada em cinza. A camada possui equilbrio hidrosttico porque a fora que atua para cima igual fora que atua para baixo. Tais foras so representadas pelas setas pretas. / Fonte: Adaptado de WALLAce; hoBBs, 2006.

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    6.4.3 A Fora de Coriolis

    A Figura 6.15 mostra uma anlise da presso atmosfrica em superfcie sobre a Amrica do

    Sul. As linhas amarelas representam as isbaras e os vetores coloridos, a velocidade e a direo

    do vento. Neste momento, no faremos nenhuma interpretao do que est acontecendo na

    figura em termos de tempo meteorolgico.

    Anteriormente, foi mencionado que o vetor representativo da fora do gradiente de presso

    forma ngulos retos (ngulos de 90) com as isbaras. Portanto, os ventos, representados pelos

    vetores coloridos na Figura 6.15, tambm deveriam formar ngulos retos com as isbaras

    como na Figura 6.13. Porm essa situao pouco observada e os vetores tendem a ser

    paralelos s isbaras (Figura 6.15). Os desvios que ocorrem no ngulo do vetor vento em

    relao s isbaras (isto , uma mudana na direo dos ventos) so decorrentes da influncia

    da rotao da Terra.

    Figura 6.15: Exemplo de PNMM (hPa) e vento (m s-1) em 1.000 hPa. A PNMM representada pelas isbaras em amarelo. O vento representado pelos vetores coloridos. Vetores na imagem com o mesmo tamanho do vetor em branco significam ventos com intensi-dade de 10 m s-1. / Fonte: Master/IAG/USP e DSA/INPE e anlise do CPTEC.

    http://www.master.iag.usp.br/ind.php?inic=00&prod=imagens

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    O efeito da rotao da Terra sobre os corpos em movimento recebe o nome de Fora de

    Coriolis (FC). Esta uma fora aparente porque s existe em funo da rotao da Terra (nada

    est aplicando fora) e, por isso, tambm conhecida como efeito de Coriolis. Por definio,

    a FC tende a desviar lateralmente a trajetria dos corpos em movimento que esto sobre

    sistemas girantes como a Terra. importante ressaltar que, na superfcie, a fora de atrito tambm

    influencia o vento, mas isso ser discutido mais adiante.

    Algumas consideraes sobre a fora de Coriolis:

    se o corpo est em repouso no sofrer a ao da FC; se a Terra no rotasse, no haveria FC agindo sobre os corpos que se movem acima da superfcie; a FC apenas altera a direo do movimento; objetos que se movimentam livremente na atmosfera, inclusive o vento, so defletidos

    (desviados)para a direita do seu movimento no Hemisfrio Norte e para a esquerda no

    Hemisfrio Sul (Figura 6.16);

    a FC depende da velocidade do movimento, isto , o desvio maior se a velocidade for maior. Podemos pensar para o caso do movimento do vento, que no mesmo perodo de

    tempo, asparcelas de ar mais rpidas percorrem distncias maiores que as parcelas mais

    lentas. Quanto maior o deslocamento, maior o desvio da parcela de ar em relao ao

    sistema de coordenadas fixo Terra.

    a FC aumenta com a latitude, ou seja, o seu efeito mais percebido quando o movimento se d em direo aos polos e menos percebido prximo do equador. Esse efeito est

    associado com a forma da Terra, pois nos polos, onde a superfcie perpendicular ao eixo

    da Terra, a rotao diria faz com que o plano horizontal do nosso sistema de coorde-

    nadas faa uma volta completa em torno do eixo vertical a cada 24 horas. No equador

    a superfcie da Terra paralela ao eixo de rotao da Terra. Consequentemente, ela no

    sofre rotao em torno de um eixo vertical superfcie. Portanto, no equador a superfcie

    sobre a qual o vento sopra no sofre rotao num sentido horizontal.

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    O efeito de Coriolis mais fcil de ser visualizado quando o movimento de sul para

    norte (ou vice-versa) do que quando de oeste para leste (ou vice-versa). A Figura 6.17

    ilustra a situao do vento soprando de oeste para leste ao longo do paralelo 40 em ambos os

    hemisfrios. Algumas horas depois, o vento de oeste transformou-se em vento de noroeste no

    Hemisfrio Norte e de sudoeste no Hemisfrio Sul, em relao ao sistema de coordenadas fixo

    Terra.

    Figura 6.16: Deflexo do vento para a esquerda do movimento no Hemisfrio Sul e para a direita no Hemisfrio Norte devido fora de Coriolis. / Fonte: adaptado de strAhLer; strAhLer,1997.

    Figura 6.17: Deflexo no vento de oeste produzida pelo efeito de Coriolis. Para facilitar a interpretao da figura, olhe a posio dos paralelos e meridianos no instante inicial (a) e depois de decorridas algumas horas (b). / Fonte: adaptado de grimm, 1999.

    a b

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    Contrrio crena popular, a FC no faz a gua girar no ralo da pia no sentido horrio

    no Hemisfrio Norte e no sentido anti-horrio no Hemisfrio Sul. J foi explicado que a FC

    depende da velocidade do movimento e, no caso, do giro da gua no ralo da pia a velocidade

    seria muito pequena e a massa da gua tambm; assim, a FC seria mnima. A FC tambm

    mnima em ventos de menor escala espacial, tais como as brisas (ver captulo Circulao Geral

    da Atmosfera). O efeito de Coriolis mais perceptvel somente quando o movimento atinge

    uma vasta rea; por exemplo, em sistemas atmosfricos como os ciclones e furaces.

    6.5 Ventos acima da Camada de Atrito J foi mostrado que a fora do gradiente de presso nica a fora que gera os ventos e que

    a fora de Coriolis influencia somente a direo do vento. Agora, essas duas foras sero exami-

    nadas para entendermos como elas produzem os ventos acima da camada de atrito (camada que

    se estende do solo a aproximadamente 1.000 metros de altura).

    6.5.1 Vento Geostrfico

    A Figura 6.18 mostra parte de uma carta meteorolgica no Hemisfrio Sul, com as variaes

    horizontais de presso, a uma altitude acima da camada de atrito. O espaamento similar das

    isbaras indica a existncia de uma FGP constante, dirigida de norte para sul (seta azul esquerda

    na Figura 6.18). A figura nos faz refletir por que o vento de oeste e no de norte. Para

    tal entendimento, uma parcela de ar

    colocada na posio 1 no diagrama e

    acompanhado o seu comportamento.

    Na posio 1, a FGP age sobre a parcela,

    acelerando-a para sul na direo das

    baixas presses. Entretanto, quando o ar

    comea a se mover, a FC o desvia para

    a esquerda do movimento (pois est

    sendo considerado o Hemisfrio Sul),

    curvando a sua trajetria. Imagine que a

    Figura 6.18: Representao do vento geostrfico para o Hemisfrio Sul: acima da camada de frico, o ar inicialmente em repouso comea a acelerar at se tornar paralelo s isbaras em funo da FGP estar balanceada com a FC. / Fonte: adaptado de grimm, 2011

  • 116

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    parcela de ar aumente a sua velocidade; medida que isso ocorre (posies 2, 3 e 4), a grandeza

    da FC aumenta (mostrado pelo aumento das setas na figura), fazendo o vento curvar-se cada vez

    mais para a esquerda. A velocidade do vento pode aumentar at um ponto onde a FC se equilibra

    com a FGP. Quando isso ocorre (posio 5), o vento no acelera mais porque a fora resultante

    zero. Ento, o vento flui em linha reta, paralelamente s isbaras a uma velocidade constante.

    Esse escoamento chamado vento geostrfico. Assim, o vento geostrfico o vento que surge

    quando a FGP est em balano com a FC. Observe que o vento geostrficono Hemisfrio Sul

    deixa as presses mais baixas a sua direita e as presses mais altas a sua esquerda (Figura 6.18).

    O vento geostrfico uma aproximao do vento real. Isto , ele representa, aproximada-

    mente, a direo e a intensidade do vento observado num dado local. Alm disso, como o vento

    geostrfico depende do balano da FGP e da FC, ele representa melhor o vento real nas regies

    afastadas do equador. J prximo ao equador, como o efeito de Coriolis muito pequeno, o

    balano entre as duas foras rompido e o vento geostrfico acaba se diferenciando do vento real.

    importante enfatizar que o vento geostrfico est intimamente associado com a FGP:

    quanto maior a FGP mais intenso ser o vento geostrfico e quanto menor a FGP menor ser a

    intensidade desse vento. A Figura 6.19 ilustra bem essa situao. Nesta, o vento escoa paralela-

    mente s isbaras do mesmo modo que a gua flui paralelamente a suas margens. Na posio 1,

    como a FGP menor do que na posio 2, o vento escoa com baixa velocidade, ao passo que na

    posio 2 mais intenso. Tambm importante destacar que quando o vento adquire trajetria

    meandrante, no momento em que a trajetria prxima das direes norte e sul, o escoamento

    do vento chamado meridional. J quando o vento flui prximo das direes leste e oeste, o

    escoamento chamado zonal. Na atmosfera, as trajetrias meandrantes so denominadas ondas.

    Figura 6.19: Comparao entre o escoamento do vento e o da gua num rio. / Fonte: adaptado de Ahrens, 2000.

  • 117

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    6.5.2 Vento Gradiente

    O vento geostrfico uma boa aproximao do vento real em regies onde as isbaras so

    retas, porm as Figuras 6.7 e 6.15 mostram que as isbaras no so totalmente linhas retas.

    Elas formam curvas abertas ou que se conectam formando clulas aproximadamente circulares

    que recebem o nome de ciclones ou baixas (regio onde a presso aumenta da isbara mais

    central em direo a mais externa) e de anticiclones ou altas (regio onde a presso diminui

    da isbara mais central em direo a mais externa). Nessas situaes o vento real pode ser

    aproximado pelo vento gradiente. O vento gradiente surge atravs do balano entre trs foras:

    FGP, FC e fora centrpeta. Nesse momento importante recordar como definida a fora

    centrpeta. A fora centrpeta uma fora resultante (isto , que obtida a partir da soma

    vetorial de todas as foras que atuam num corpo) que direcionada para o centro da trajet-

    ria de um corpo em movimento curvilneo ou circular, no deixando o corpo escapar pela

    tangente. Portanto, a fora centrpeta responsvel por mudar a direo do escoamento.

    Para um melhor entendimento do vento gradiente fornecida a explanao a seguir.

    No nosso caso, na atmosfera, suponha a existncia de uma rea de baixa presso no Hemisfrio

    Sul (Figura 20a, lado esquerdo). Uma parcela de ar inicialmente colocada em repouso na

    posio 1. A FGP acelera o ar na direo do centro do sistema de baixa e a FC desvia o

    movimento do ar para a esquerda at que o ar se mova paralelamente isbara na posio 2.

    Da posio 2 para a posio 3 o ar teve um movimento curvo, ou seja, foi mudando a sua

    direo ao longo da trajetria. Isso vai alterar a FGP, que se torna maior do que a FC.

    A diferena entre essas duas foras (fora resultante) ser a fora centrpeta (Fora centrpeta =

    FGP FC). Como resultado h uma fora lquida apontando para o interior do centro de baixa

    presso (o balano entre a FGP e FC foi rompido).

  • 118

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    Na Figura 6.20a (lado direito), para o caso de um sistema de alta presso no Hemisfrio

    Sul, o vento flui no sentido anti-horrio em torno do centro da alta.Para manter o vento

    girando em torno do crculo, a FC dirigida para o centro deve ser maior que a magnitude da

    FGP dirigida para fora do sistema, de tal modo que a fora centrpeta (a fora resultante) seja

    dirigida para dentro (Fora centrpeta = FC FGP).

    Para o Hemisfrio Norte, vale o esquema da Figura 6.20b para o centro de baixa (figura

    da esquerda) e para o centro de alta (figura da direita), lembrando que, para o Hemisfrio

    Norte, o centro de baixa gira no sentido anti-horrio e o centro de alta gira no sentido horrio.

    Entretanto, o significado fsico o mesmo independentemente do hemisfrio.

    Nos nveis mais altos da atmosfera, o raio de curvatura do escoamento, em geral, muito grande

    (h ondas com distncia superior a 3.000 km) e o escoamento pode ser considerado aproximada-

    mente retilneo. Assim, o vento geostrfico continua sendo uma boa aproximao para o vento real.

    Figura 6.20: Ventos e foras atuantes em torno de reas de baixa e alta presso acima da camada de atrito. A. Hemisfrio Sul; B. Hemisfrio Norte.

    AbAa

    Ba Bb

  • 119

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    6.6 Ventos em superfcie 6.6.1 Fora de Atrito

    Nas cartas meteorolgicas de superfcie, os ventos no escoam totalmente paralelos s

    isbaras (Figura 6.15); medida que se movem das altas para as baixas presses, eles cruzam

    as isbaras com ngulos inferiores a 90. Esse fato decorrente do atrito do vento com a superfcie do planeta. O ngulo em que o vento cruza as isbaras pode variar, mas em mdia

    de cerca de 30.

    A Figura 6.21Aa mostra o efeito do atrito no vento prximo superfcie (exemplo para

    o Hemisfrio Sul). Inicialmente, olhando-se o topo da figura, nota-se que o vento em nveis

    afastados da superfcie (acima de 1.000 m) escoa paralelamente s isbaras, uma vez que a FGP

    est em equilbrio com a FC. Perto da superfcie, o balano entre essas duas foras rompido

    pelo atrito. O atrito reduz a velocidade do vento que, por sua vez, reduz a FC. Com isso h

    um rompimento do balano entre a FC e a FGP e o vento tender a cruzar as isbaras na

    direo das menores presses. No Hemisfrio Sul, o vento em superfcie flui no sentido horrio

    (Figura 6.21Ab) e para dentronos sistemas de baixa; j, nas altas presses em superfcie, o vento

    flui para fora e no sentido anti-horrio (Figura 6.21Ac). Um exemplo do vento em superfcie

    sobre a Amrica do Sul dado na Figura 6.22.

    No Hemisfrio Norte, em superfcie, o vento escoa no sentido anti-horrio e para dentro

    nos sistemas de baixa (Figura 6.21Bb); j, nas altas presses, o vento flui para fora e no sentido

    horrio (Figura 6.21Bc).

  • 120

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    A

    B

    Figura 6.21: Efeito do atrito nos ventos em superfcie. Observe que em altitude o efeito nulo. A. Hemisfrio Sul; B. Hemisfrio Norte.

    BcBb

    Aa

    Ba

    Ab Ac

    a b

    Figura 6.22: a. Mapa meteorolgico em superfcie mostrando as isbaras e o vento num dia de dezembro na Amrica do Sul. b. Escoamento idealizado em torno dos sistemas de presso na superfcie no Hemisfrio Sul. / Fonte: adaptado de Ahrens, 2000.

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    A Figura 6.23 traz uma sntese do escoamento em sistemas de alta e baixa presso, tanto

    em baixos quanto em altos nveis, e em ambos os hemisfrios.

    6.7 Movimento Vertical Na seo anterior, mostrou-se que os ventos em superfcie convergem para o centro de baixa

    presso e divergem em torno do centro de alta presso. A Figura 6.24 exemplifica esse processo

    para os Hemisfrios Norte e Sul. No lado esquerdo dos quadros a e b, esto representados os

    centros de baixa presso em superfcie. Independentemente do hemisfrio, medida que o

    vento converge para o centro da rea de baixa presso, por conservao de massa, ele tem que ir

    para algum lugar. Como o ar que converge no pode penetrar na superfcie, ele sobe lentamente

    na atmosfera. Acima da baixa em superfcie (~6.000 metros), o ar comea a divergir. Quando

    o escoamento divergente se iguala ao convergente em superfcie, a presso no centro da baixa

    no se altera. Mas quando esses escoamentos deixam a situao de equilbrio, a presso na

    superfcie muda. Por exemplo, se a divergncia em altos nveis for maior do que a convergncia

    em superfcie, a presso decresce no centro da baixa, e as isbaras em torno da baixa ficaro mais

    prximas umas das outras. Esse processo aumenta o gradiente de presso (e, portanto, a fora do

    gradiente de presso), o que, por consequncia, aumenta o vento em superfcie.

    Figura 6.23: Escoamento idealizado em torno dos sistemas de baixa (B) e alta (A) presso na superfcie e em altos nveis nos hemisfrios norte e sul. / Fonte: adaptado de AguAdo; Burt, 2010.

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    A mesma anlise pode ser realizada com base nos sistemas de alta presso em superfcie (lado

    direito dos quadros a e b da Figura 6.24). Nesses sistemas, o vento se move para fora do centro

    de alta presso (diverge). Para substituir o ar que sai em superfcie, o ar em nveis mais altos

    converge e desce (subside) lentamente.

    importante destacar que o ar que ascende favorece a formao de nebulosidade e

    precipitao enquanto o que subside inibe esses processos e promove condies de cu limpo.

    Na seo 6.4.2, foi mencionado que a atmosfera est em equilbrio hidrosttico, isto , as

    camadas da atmosfera no se deslocam verticalmente. Aparentemente, essa informao est em

    desacordo com os pargrafos anteriores, que revelam a existncia de movimentos verticais.

    Na realidade, o equilbrio hidrosttico uma teoria que facilita/simplifica os estudos dos

    processos atmosfricos. Ressalta-se, portanto, que os movimentos verticais ocorrem e so

    responsveispela formao de diferentes sistemas atmosfricos como alguns dos que sero

    apresentadosno tpico Sistemas Atmosfricos.

    ab

    Figura 6.24: Centros de alta e de baixa presso e movimento do ar associados. a. Para o Hemisfrio Sul; b. Para o Hemisfrio Norte. / Fonte: adaptado de Ahrens, 2009.

  • 123

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    RefernciasAguAdo, E.; Burt, J.E. Understanding Weather and Climate. 5.ed. New York: Prentice

    Hall, 2010.

    Ahrens, C.D. Essentials of Meteorology: An Invitation to the Atmosphere. 3. ed. Brooks/

    Cole, 2000.

    Ahrens, C.D. Meteorology Today: An Introduction to Weather, Climate, and the

    Environment. 9. ed. Brooks/Cole, 2009.

    Foster, P.R.P.; FernAndes, D.O.; Foster, R.P. Instrumentos Meteorolgicos e

    Tcnicas de Observao. V.1, Faculdade de Meteorologia, Universidade Federal de

    Pelotas, 2003. CD-ROM.

    grimm, A.M., 2011: Meteorologia Bsica: Notas de Aula Online. Disponvel em:

    < http://fisica. ufpr.br/grimm/> Acesso em 1 fev. 2011.

    silvA, Justi dA; M. G. A. Presso Atmosfrica e Ventos. Traduo de Ahrens. Rio de Janeiro:

    UFRJ, 1993.

    lutgens, F. K.; tArBuck, E.J.The Atmosphere: An Introduction to Meteorology. 11. ed. New York: Prentice Hall, 2010.

    vAreJo-silvA, M.A. Instrumentos Meteorolgicos Utilizados em Estaes de

    Superfcie. Recife: Sudene, 1973.

    ___________. Meteorologia e Climatologia. Braslia, v. 2, p.463, 2006. Disponvel em:

    . Acesso em: 09/2012.

    strAhler, A.; strAhler, A. Introducing Physical Geography. 2. ed. New Jersey: John Wiley

    & Sons, Inc.,1997.

    http://fisica. ufpr.br/grimm/http://www.agritempo.gov.br/publish/publicacoes/livros/METEOROLOGIA_E_CLIMATOLOGIA_VD2_Mar_2006.pdfhttp://www.agritempo.gov.br/publish/publicacoes/livros/METEOROLOGIA_E_CLIMATOLOGIA_VD2_Mar_2006.pdf

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    GlossrioAscendentes: Ar subindo na atmosfera.

    Equilbrio hidrosttico: ocorre devido ao balano entre a fora de gravidade e a fora do gradiente vertical de presso.

    Fora de Coriolis: efeito da rotao da Terra sobre os corpos em movimento. Os corpos so defletidos para a direita do seu movimento no Hemisfrio Norte e para a esquerda no Hemisfrio Sul.

    Fora de gradiente de presso: fora decorrente da diferena de presso atmosfrica entre duas regies. A fora do gradiente de presso aponta da regio de maior para menor presso.

    Gradiente de presso: grandeza que indica a direo na qual a presso atmosfrica varia em relao distncia (GP = p/d). O gradiente de presso aponta do menor para o maior valor de presso.

    Isbaras: Linhas com mesmo valor de presso.

    Isbaras: Linhas que unem pontos com mesmao presso atmosfrica. valor de presso.

    Isognicas: linhas que unem pontos com a mesma direo do vento.

    Isotacas: linhas que unem pontos com a mesma intensidade do vento.

    Movimento subsidentes: ar que se desloca verticalmente de um nvel mais alto para um mais baixo na atmosfera.

    Movimentos ascendentes: As que se desloca verticalmente de um nvel mais baixo para um mais alto na atmosfera.

    Subsidente: Ar descendo na atmosfera.

    Vento geostrfico: vento terico que resulta do balano entre as foras de Coriolis e do gradiente de presso. O vento geostrfico um vento paralelo (que acompanha) s isbaras.

    Vento gradiente: vento terico que resulta do balano entre as foras de Coriolis.

    torri NOME: TORRI BOX: TORRI X: iso nome 3: iso BOX: ISO X: sub nome: ascen nome: sub box: sub x: ascen box: ascen X: