M.J. Alcoforado_CLIM2_seminário_2007_08
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Ventos devidos à topografia
T. Oke, Boundary Layer climates (p. 176-189)
Tradução preliminar MJA
Os vales (..) produzem os seus próprios sistemas de ventos locais, como resultado de
diferenças térmicas. Tal como nas brisas do mar e da terra, a circulação dos ventos locais nos
vales são mais desenvolvidos em situações anticiclónicas de verão. Sob estas condições, com
céus sem nebulosidade e vento de gradiente fraco, o aquecimento ou arrefecimento diferencial
de diferentes troços da superfície dá origem a gradientes horizontais de temperatura e de
pressão, que vão originar ventos.
A natureza destes sistemas de ventos depende da orientação e geometria do vale. Os
sistemas de ventos mais bem desenvolvidos e mais simétricos ocorrerão num vale profundo,
rectilíneo e orientado de Norte para Sul. Em vales com outra orientação, ou possuindo
geometria complexa (curvas ou constrições), o padrão do fluxo pode ser assimétrico ou
incompleto. Para conveniência de estudo, considerar-se-á o caso de um vale Norte-Sul
simples, mas mesmo aqui haverá alguma assimetria com o tempo, devido à variação diurna do
input da radiação solar nas vertentes orientadas a Este e a Oeste.
Durante o dia, o ar acima das vertentes do vale será aquecido pela superfície
subjacente até a uma temperatura, que será superior à do centro do vale à mesma altitude. Em
resultado, um fluxo pouco espesso e instável vai-se desenvolver (brisa ascendente de
vertente ou anabática; upsole or catabatic wind); e, para que este fluxo se mantenha,
desenvolve-se uma circulação fechada, que envolve igualmente a subsidência do ar no centro
do vale.
Comummente, a velocidade da brisa ascendente de vertente é de 2 a 4 m/s,
com um máximo a aproximadamente 20-40 metros acima da superfície. Pode dar origem a
nuvens convectivas anabáticas ao longo dos interflúvios. Em regiões tropicais, este fenómeno
pode dar origem a maiores precipitações nos interflúvios do que no fundo do vale. Esta
circulação transversal ao vale (cross-valley circulation) transporta calor sensível (QH) a partir
das superfícies sobre-aquecidas e contribui para aquecer toda a atmosfera do vale. Assim,
quando comparada com a atmosfera livre próxima (por exemplo sobre uma planície próxima ou
mais para jusante), o ar contido no vale acima referido está mais quente. E, de um modo
análogo à brisa do mar, desenvolve-se um vento entre a planície e o vale, denominado brisa
do vale (valley wind), que ocupa todo o vale. O máximo gradiente de pressão é próximo do
solo e, consequentemente, a maior velocidade do vento ocorre tão próximo do solo quanto é
permitido pelo atrito do solo. Acima dos interflúvios, existe uma contra-corrente (anti-valley
wind ) de montante para jusante durante o dia.
Mais uma vez a similitude com a célula da circulação da brisa do mar é evidente. Acima desta
contra corrente da brisa do vale, poderá ocorrer outro vento (vento sinóptico).
Durante a noite, a superfície do vale arrefece, devido à emissão de radiação de grande
comprimento de onda. As camadas de ar inferiores estão mais frias e deslizam em direcção ao
fundo do vale a 2 a 3 m/s, mas ocorrem maiores velocidades se a camada de ar fria é mais
espessa e a vertente mais inclinada.
A convergência destes ventos descendentes de vertente no centro do vale, têm como
resultado um movimento fraco de ascendência no centro do vale. Os ventos descendentes das
várias vertentes vai originar um vento que soprará para jusante (down-valley flow, brisa da
montanha), que sopra dos vales para as terras baixas adjacentes. Forma-se então uma
contra-corrente em altitude e em direcção à alta montanha (anti-mountain wind).
A drenagem do ar frio (descendente de vertente ou brisa da montanha) ocorrem mais
frequentemente de forma intermitente, do que sob a forma de um fluxo contínuo. Ainda não se
conhece bem a razão deste comportamento, mas parece que o ar frio e estável possa ser
retardado ou bloqueado por obstáculos no seu caminho, até que se atinja um limiar em que o
ar ultrapasse os obstáculos e se desloque para jusante.
(....)
[A este respeito, leia-se também a hipótese de Nakamura, descrita em Lopes, 1995]
Fluxos catabáticos semelhantes ocorrem a escala diferente (de menor detalhe) à superfície e
nas margens de calotes de gelo continentais. Neste caso, a espessura do fluxo atinge 300
metros (..) e a velocidade do vento pode atingir 20 m/s. Na maior parte dos casos, o fluxo é
menos espectacular (cerca de 1m/s ou pouco mais). Diferenças de altitude de menos de 1 m
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favorecem já a drenagem do ar frio para a parte mais deprimida da topografia (pequenas
depressões, bacias, fundos de vale).
O ar mais frio (e mais denso) acumula-se nos locais mais baixos e, consequentemente,
a temperatura aumenta em altitude, produzindo uma inversão térmica. Nestas condições de
estabilidade há um aumento de temperatura com a altitude. O ar que se desloca para as áreas
deprimidas pode não ser mais frio do que aquele que já aí se encontra, especialmente se o seu
movimento for suficientemente vigoroso para produzir turbulência. Nesse caso acumula-se
sobre o lago de ar frio.
Se o arrefecimento for suficiente para que a temperatura desça abaixo do ponto de
orvalho, a estratificação é tornada visível pela presença de nevoeiro de irradiação nos locais
mais deprimidos.
Se as temperaturas descem abaixo do ponto de congelação, então as mesmas áreas
estão sujeitas a maior risco de geada. Estas “bolsas” de geada devem ser evitadas quando se
plantam árvores e culturas que as não suportam.
Sob estas condições, à medida que se sobe nas vertentes, a temperatura eleva-se até
se atingir o limite superior do lago de ar frio. Acima deste ponto, a temperatura decresce
normalmente segundo o gradiente adiabático. Assim, a localização mais favorável
termicamente nas vertentes é imediatamente acima do limite mais frequente do lago de ar frio.
Esta área é conhecida com o nome de “cintura térmica” (thermal belt) e a sua altura depende
da geometria do vale e das fontes que alimentam o lago de ar frio. Esta cintura segue
geralmente as curvas de nível e corresponde à localização mais favorável para as culturas
termicamente mais sensíveis (pomares, vinhas, etc) e para as povoações.
A destruição da inversão térmica nocturna é diferente da “erosão” da mesma em
terreno plano. Quando a radiação solar começa a atingir o vale, o calor sensível da superfície
gera uma pouco espessa camada turbulenta; isto ocorre tanto no fundo do vale como sobre as
vertentes, isolando assim, no centro do vale e ao longo deste, um núcleo de ar estável. À
medida que estas camadas de ar turbulento se desenvolvem, os fluxos anabáticos pouco
espessos ao longo das vertentes vai removendo o ar frio do topo do núcleo de ar frio, e
causando subsidência do ar que aquece adiabaticamente, fazendo diminuir a altitude do topo
da inversão térmica. Nos momentos subsequentes, o movimento ascendente na camada
turbulenta e a descida do topo da inversão combinam-se para eliminar o núcleo estável e uma
atmosfera turbulente preenche o perfil transversal do vale.
Sistema de drenagem do ar frio em Oeiras (Lopes 1995)
Foi possível verificar experimentalmente o carácter intermitente deste fenómeno ao longo da
noite, assim como a dissimetria térmica dos lagos de ar frio, formulando-se uma hipótese
quanto à sua alimentação. No início da noite de 20 de Janeiro de 1993, junto a Barcarena a
acumulação do ar frio no fundo do vale era já visível, embora o lago ainda não se encontrasse
bem desenvolvido. Os locais menos frios (10 a 11°C) eram os sectores intermédios das
vertente, formando-se aí uma pequena cintura térmica, e o topo ocidental onde o vento de
Nordeste soprava com maior intensidade (3 m/s). Como se referiu anteriormente, os sectores
mais elevados das vertentes são áreas onde existe uma correlação positiva entre a velocidade
do vento e a temperatura. À meia-noite, um lago de ar frio já se encontrava bem desenvolvido
no fundo do vale de Barcarena. Como se pode observar na figura, o seu núcleo mais frio
(4,6°C) não coincidia com o local topograficamente mais deprimido, encontrando-se
ligeiramente desviado para leste. Este fenómeno decorre do comportamento térmico
diferenciado das duas vertentes: na parte ocidental do vale não há drenagem intensa do ar frio,
facto comprovado pelo aumento gradual da temperatura da base até ao topo e pela ausência
de vento nas áreas fonte do ar frio (40-80 m); na vertente leste ocorria a drenagem do ar frio,
comprovada pelo declive acentuado da curva da temperatura entre 50 e 80 m. Uma
alimentação de ar frio diferenciada poderá ser estar na origem da dissimetria do lago
anteriormente descrita. Às 2 horas o lago de ar frio encontrava-se novamente pouco
desenvolvido, confinando-se ao fundo do vale. O gradiente térmico entre 35 e 50 m (fig. 6b)
era, no entanto, elevado (cerca de 3°C), existindo acima deste nível uma camada de ar
isotérmica, que formava uma cintura térmica bem desenvolvida, com cerca de 80 m de altura.
Uma nova fase de drenagem do ar frio mais intensa ocorreu cerca das 4 horas, para duas
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horas mais tarde o lago de ar frio atingir novamente a sua altura máxima (cerca de 50 m), com
a chegada do ar mais arrefecido das vertentes. No final da madrugada a isotermia é quase
perfeita nas duas vertentes, desaparecendo por completo o lago de ar frio e a drenagem que o
alimentava, assim como as cinturas térmicas. Tal facto decorreu do aumento da velocidade do
vento de gradiente. Durante a madrugada de 5 de Fevereiro de 1993 O lago de ar frio apenas é
bem nítido entre a meia-noite e as 4 horas, desaparecendo depois. O aumento da velocidade
do vento de gradiente durante a noite poderá justificar o desmantelamento prematuro das
estruturas do sistema de drenagem do ar frio. No entanto, antes de desaparecer, o lago
apresentava uma dissimetria estrutural, encontrando-se inclinado para ocidente e atingindo
uma maior altura sempre na vertente oriental. Esta inclinação dever-se-á, não só, a uma maior
alimentação em ar frio na vertente oriental (as temperaturas foram cerca de 1º C mais baixas
nesta vertente), mas também à presença do núcleo urbano de Laveiras, que impede o ar frio,
formado junto aos topos, de atingir o fundo do vale.
Ventos modificados pela topografia
O fluxo sobre terreno não uniforme não é fácil de generalizar. Cada colina, vale,
depressão, árvore, rochedo, sebe, etc cria uma perturbação no padrão do fluxo geral, de modo
que o padrão de vento detalhado de cada paisagem é único. No entanto, é possível isolar
alguns padrões de fluxo típicos em torno de obstáculos específicos. No entanto, se o campo de
vento detalhado for necessário, será melhor modelizar a situação, construindo um modelo à
escal e sujeitando-o a simulações de fluxo num túnel de vento.
Antes de descrever as características do vento, é conveniente de discutir o conceito de
separação. O fluxo sobre uma superfície plana normalmente adere a esta adere; esta situação
é às vezes denominada de non-slip condition. Mas é possível que o fluxo se separe da
superfície. Um gradiente de pressão contrário pode levar o fluxo a abrandar, parar ou mesmo a
adquirir um sentido inverso ao inicial. Isto acontece quando o fluxo passa sobre uma
discontinuidade da superfície (por exemplo um obstáculo inclinado ou uma depressão). O fluxo
não se consegue adaptar totalmente à topografia, separa-se da superfície e é criada uma área
de baixa pressão, que aspira parte do fluxo, gerando frequentemente vórtices turbulentos a
sotavento. Estes turbilhões que se formam a sotavento (lee eddies) contribuem para formar
uma esteira muito turbulenta. É deste modo que a turbulência mecânica é gerada à superfície
em torno de cada pedra, tufo de vegetação rasteira, rochedo, árvore, casa, etc.
Aqui o fluxo em torno de obstáculos topográficos é classificado em função da
ocorrência, ou não, de separação do fluxo.
(i)
Fluxo em torno de topografia de dimensões moderadas (até 17º)
(..) Nestes casos o fluxo da camada limite consegue ajustar-se sem separação. Um
aumento da altitude relativa vai obrigar o fluxo a uma constrição vertical e daqui resulta
uma aceleração. Pelo contrário, uma diminuição da altitude irá dar lugar a uma diminuição
da velocidade.
Aplicando estas regras básicas a formas topográficas simples, conclui-se o seguinte
(por comparação com fluxo não obstruído a montante do obstáculo e à mesma altura acima
da superfície do solo:
- Uma crista (2D) irá originar uma aceleração na sua vizinhança, com um máximo no
topo da crista
- Um vale provocará uma diminuição do fluxo, com máximo abrigo junto ao fundo do vale
- Um degrau irá originar uma aceleração com um máximo mais elevado (no movimento
ascendente) e uma diminuição da velocidade com uma velocidade relativa mínima
junto da base da vertente (no movimento descendente),
- Uma colina (3D) ou uma ilha aumentará a velocidade sobre ela, tal como numa crista,
mas também em torno dela, com um máximo no topo.
- Um “estrangulamento” de um vale produzirá uma aceleração com um máximo no ponto
de maior estreitamento.
Taylor e Lee (1984) sintetizaram os resultados de observação e teoria sobre estes fluxos. Eles
sugerem que o factor de amplificação máxima pode ser estimado usando esta fórmula simples:
Umax/uup =1 + b (H/X)
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Em que
Umax/uup é o factor de ampliação máxima
uup é velocidade média na subida à mesma altura acima da superfície do solo do que o vento
Umax
Umax é Vento no topo da elevação
H é a altura da elevação (ou a profundidade do vale)
X é a distância ente o topo da elevação até um ponto a barlavento que se encontre a uma
altitude de H/2.
O valor recomendado de b á 2 para uma crista (2d), 1,6 para uma colina e 0.8 para um degrau.
A mesma fórmula pode-se aplicar ao máximo factor de diminuição umin/uup para a forma
inversa (por exemplo, vale em vez de crista),com a modificação de H, que se torna negativo.
Os mais fortes factores de ampliação correspondem ao valor 2 (ou seja a velocidade do
vento no topo de uma crista é o dobro da de um local a meia encosta). Valores mais típicos são
1,6 ou 1,8. Estes são valores de aceleração que ocorrerão perto da superfície, junto ao topo de
uma colina.
(..)
Deve ser sublinhado que estas equações se aplicam a condições neutras de estabilidade da
atmosfera, com fluxo perpendicular à maior dimensão da crista.
O factor de ampliação diminuirá em condições de instabilidade e quando o fluxo faz
ângulos menos pronunciados com o eixo da crista (ou de outro elemento topográfico).
Em condições de estabilidade, a aceleração (ou a diminuição de velocidade) podem ser
maiores do que em caso de uma atmosfera neutra porque o ajustamento do fluxo está
restringido a uma camada menos espessa. Uma inversão em altitude é particularmente
importante porque o fluxo deve passar por um espaço limitado ente o topo da elevação e a
base da inversão. Também vai contribuir para que uma parte do fluxo seja ajustado
lateralmente, ou seja ao longo das vertentes de uma colina, porque os moviemntos horizontais
são menos desfavorecidos.
(ii)
(..)
Fluxo sobre topografia acidentada (vertentes com inclinação superior a 17º)
Neste caso, há separação de fluxos, ocorrendo fluxos secundários. Estes sistemas
complexos não podem ser analisados matematicamente; assim, apenas descreveremos
alguns casos comuns, tal como se observa na figura 5.16 (p... CD). Os princípios da
separação do fluxo são vistos caso a caso.
- À medida que o fluxo se aproxima de uma crista de vertentes abruptas, a pressão
aumenta do meio até ao topo da vertente a barlavento. A maior parte do fluxo move-se
para cima (para a menor pressão) e passa sobre a crista com um aumento da
velocidade no topo. Parte do fluxo é deflectido e encaminhado para baixo (ainda a
barlavento do obstáculo) onde ocorre uma área de baixa pressão e formam-se
remoinhos a barlavento (bolster eddies) ao longo da base da vertente. Aqui o fluxo
ocorre em sentido oposto ao do fluxo principal e os ventos são fracos, instáveis e
turbulentos. Torna a haver separação de fluxo a sotavento do obstáculo e formam-se
remoinhos a sotavento (lee eddies).O vento à superfície tem aqui também um sentido
contrário ao do fluxo principal e os ventos são fracos e instáveis. Embora esta área
esteja abrigada em média, ela está sujeita a rajadas. Acima e um pouco para sotavento
as condições são propícias à formação de nuvens.
No caso de uma atmosfera estável, uma série de ondas de relevo (lee waves ) com
nebulosidade associada podem-se formar para sotavento.
Existem muitas implicações ambientais e práticas destas estruturas preferenciais do fluxo
de ar em torno de obstáculos topográficos. O conhecimento dos locais exactos de aceleração
do fluxo é importante para a localização de geradores eólicos, fontes de emissão de poluentes,
para maximizar a dispersão daqueles, torres de telecomunicações para evitar falhas nas
estruturas e padrões de corte na floresta para minimizar a queda de árvores, devido a ventos
muito fortes (ver também T. Oke, p. 186). A possibilidade de delimitar as áreas abrigadas é útil
para minimizar a perda de calor das casas, planear estradas para evitar acidentes e para evitar
áreas de grande deposição de neve ou de areia.
Os lee-eddies são sistemas de circulação semi-fechados e portanto os locais onde
estes ocorrem correspondem a uma má localização para fontes poluentes. Do mesmo modo,
áreas de movimento descendente persistente devem ser evitadas para as mesmas utilizações
e são locais perigosos para a aterragem de aviões.
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Da mesma maneira, áreas de convergência são excelentes para, lançar papagaios e
para voos com planadores. O conhecimento dos padrões de fluxo locais em torno de ilhas,
cabos e penhascos traz grandes vantagens para marinheiros. Verifica-se que realmente o
conhecimento de princípios que governam as brisas térmicas e os ventos modificados pela
topografia é imprescindível em grande número de actividades ao ar livre.
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