Considerações de Atkinson (1981):
Brisa Marítima
O aquecimento diferenciado entre continente e oceano com gradientes de temperatura de + ou – 1°C por 20 km, promove fluxos de energia diferentes para a atmosfera, causando gradientes de pressão em determinados níveis acima da superfície, os quais impulsionam o movimento.
Este movimento gera divergência e convergência em diferentes pontos, o que faz com que se estabeleça uma célula de circulação.
- O aquecimento sobre continente é maior do que sobre o oceano, impicando em gradientes de cerca de 1K/20km; assim, o ar sobre o continente se aquece mais e se expande mais rapidamente do que o ar sobre a água.
- Pela hidrostática, o gradiente de pressão é maior sobre o oceano (densidade mais alta), implicando que numa certa altura acima da superfície contrastante, a pressão é maior sobre o continente do que sobre o oceano; este gradiente de pressão (1hPa/50km) produz um fluxo de B para C neste nível.
- A convergência em C cria um pequeno aumento de pressão nesta coluna, fazendo com que a pressão em D seja maior do que em A; desta forma, induz-se um fluxo de D para A e em resposta a esse movimento, exsite uma subsidência entre C e D.
- Simultaneamente, a divergência em B induz um decréscimo de pressão na coluna de ar, de modo que o movimento ascendente de A para B se desenvolve em resposta ao afastamento do equilíbrio hidrostático nesta vertical.
O estabelecimento da brisa marítima é caracterizado por aumento na intensidade do vento, mudança na direção, queda de temperatura e aumento de umidade.
Uma circulação termicamente forçada como a brisa ocorre mais frequentemente nos trópicos do que em médias ou altas latitudes; nos trópicos, em geral, a brisa marítima sopra entre 1200 e 2000 horas local e a brisa terrestre entre 2300 e 0700 horas.
Em geral, a brisa marítima é mais intensa e mais persistente do que a brisa terrestre.
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As espessuras características das células de brisa são maiores nos trópicos do que nas médias latitudes; há discrepância entre os valores, os quais variam de 100 m a 2 km para a brisa marítima e algumas centenas de metros para a brisa terrestre.
As correntes de retorno em geral possuem o dobro da espessura da brisa em si e, por continuidade, possuem aproximadamente metade da intensidade da brisa.
No HN, a brisa gira no sentido horário e no HS, no anti-horário, giro este devido à força de Coriolis.
A célula de brisa é portanto um dos poucos movimentos de mesoescala afetados pela rotação da Terra.
A presença de um vento gradiente pode afetar substancialmente a formação da célula de brisa ou mesmo dificultar sua penetração no continente.
- Se o vento soprar contra a costa, isto é, do mar para a terra, o gradiente de temperatura é diminuído, o que prejudica o estabelecimento da célula:
- Da mesma forma, pode não permitir a formação da brisa terrestre, pois em geral ela é fraca;
- Em locais com um fraco vento contra a costa, a brisa marítima se forma cedo (0800 HL) e se move para 20-30 km continente adentro por volta de 1200 HL.
- Já para um vento gradiente soprando do continente para o mar, o gradiente térmico é “levado” nesta direção, fazendo com que a brisa se forme alguns quilômetros de distância da costa, geralmente só atingindo a costa no meio da tarde:
- Estudos comprovam que com este tipo de vento gradiente a brisa se forma mais tarde, não penetra muito no continente, possui intensidades menores e inverte antes do que a brisa formada num dia calmo.
- Outros estudos mostraram que mesmo para uma atmosfera calma, a brisa não se forma se o contraste for menor do que 1°C; numa situação de vento offshore de 8 m/s, mesmo com contraste de 11°C, a brisa não se forma.
Existem estudos sobre a “frente de brisa marítima” caracterizada pelos contrastes de temperatura e umidade e eventualemente por gradientes de vento.
- Alguns autores sugerem velocidades de 2-8 m/s de propagação desta frente;
- Larguras de 1-2 km e velocidades de 1 m/s, foram características detectadas da “frente de brisa” em alguns trabalhos.
Em latitudes médias, a pode-se detectar a frente de brisa cerca de 20 a 50 km continente adentro, enquanto que nos trópicos, distâncias de até 300 ou 400 km de intrusão são observadas na Austrália (tab. abaixo).
A estabilidade vertical é um parâmetro meio decisivo na brisa marítima:
- Estudos comprovam que a hora mais favorável para a entrada da brisa é quando a estrutura vertical estiver mais instável.
- Se houver grande estabilidade, a camada superior inibe a circulação vertical associada à brisa, e esta não se forma.
A topografia e a cobertura vegetal podem influenciar a brisa marítima:
- A presença de montanhas e vales pode canalisar a brisa, bem como favorecer sua formação;
- O mesmo pode ser dito sobre a vegetação, pois diferentes coberturas vegetais aquecem mais rapidamente ou não, o que pode diferenciar a quantidade de calor para iniciar a circulação de brisa;
Resultados analíticos pioneiros
- Haurwitz (1947): expressão senoidal para o contraste de temperatura com atmosfera incompressível e sem variações na vertical.
- Schmidt (1947): inclui variações verticais do contraste de temperatura e considera atmosfera compressíve.
- Pierson (1950): variação vertical mais realista, com o uso de termos de difusão e com atrito parametrizado por , enquanto que os dois anteriores era.
Resultados numéricos pioneiros
- Pierce (1955): considera atmosfera estática, isotérmica e diferencialmente aquecida numa linha de costa longa e reta, assumindo a difusão vertical de calor como constante na vertical.
- Fisher (1961): incluiu efeitos do atrito de superfície e permitiu variação do coeficiente de difusão vertical de calor.
- Estoque (1961, 1962): empregou fundamentos de análises teóricas da brisa marítima e notou que a intensidade, a duração e as dimensões da brisa marítima são fortemente governados pela quantidade total de calor fornecido pelo continente para a atmosfera e também das condições sinóticas predominantes em larga escala (fig. pág.seguinte).
- Magata (1965): em relação ao anterior, incluiu os processos diabáticos de condensação e evaporação e também verificou os claros efeitos da liberação de calor latente na intensificação das propriedades da brisa.
- McPherson (1970): considera variação exponencial com a altura do coeficiente de difusão vertical de calor e avalia a deformação da brisa devido à presença de uma baía, enfatizando regiões de convergência como possíveis locais de trovoadas e nuvens frequentes.
- Neuman & Mahrer (1971, 1974, 1975): investigaram com mais detalhe as características da brisa em torno de lagos e ilhas circulares, mantendo os termos de aceleração vertical, abandonando a aproximação hidrostática; avaliam também velocidades verticais.
- Pearson (1973): avalia efeitos da quantidade total de calor fornecido pelo continente à atmosfera na velocidade da frente de brisa, achando que esta velocidade aumenta proporcionalmente à raiz quadrada do input total de calor.
Brisa Vale-Montanha
De maneira análoga à brisa marítima e terrestre, o aquecimento diferenciado é responsável pelos gradientes de pressão que forçam os movimentos.
Para o caso de brisa vale-montanha pode-se dizer que o sistema é mais eficiente, pois requer uma quantidade menor de calor para gerar uma circulação de tamanho comparável porém com intensidades maiores (vide tabela).
O estabelecimento da brisa vale-montanha é caracterizado por mudanças nos campos de temperatura, umidade e vento. A brisa do vale (“upslope”) é o análogo da brisa marítima e a de montanha (“downslope”), da brisa terrestre
Nos sistemas de brisa vale-montanha, o downslope ou catabático é o mais observado em contraste com o upslope ou anabático, menos detectado. Neste sentido, caracteriza-se de maneira oposta à brisa terra-oceano.
Este tipo de circulação não necessariamente ocorre com maior freqüência nos trópicos em relação às latitudes maiores; o vento catabático é frequente em altas latitudes principalmente nos meses de inverno.
Pelo fato de que durante o dia a superfície quente promove movimentos mais convectivos e durante a noite, o resfriamento da superfície promove fluxos mais laminares, o upslope é muito mais “espesso” do que o downslope; assim é de se esperar que o downslope seja mais intenso, e de maneira geral isso acontece (porém as intensidades típicas não diferem muito).
O enfoque dado em Pielke (1984) aborda os seguintes aspectos
Brisa Marítima e Terrestre
Do ponto de vista de modelagem numérica:
- Este grupo de circulações é um dos menos difíceis de simular devido ao fato de que as forçantes destas circulações de mesoescala são geograficamente fixas com escalas de tempo de cerca de 12 horas e ocorrem frequentemente.
- Estes sistemas de mesoescala geralmente não se afastam muito de seu ponto de origem, e em geral não requerem uma representação espacial detalhada das condições inicias, laterais e de topo para as variáveis dependentes.
Segundo Defant (1951), na ausência de ventos gradientes, a seguinte seqüência explica o fenômeno:
1. Em algum momento, cedo da manhã, as superfícies isobáricas tornam-se planas e não há vento (0800 HL, ou talvez uma hora após o nascer do sol).
2. Mais tarde, ocorre a mistura turbulenta na camada instável sobre o continente, levando ar quente para cima e criando um gradiente de pressão da terra para o mar em um dado nível sobre o chão (1100 HL); sobre a água, a capacidade calorífica faz com que não exista aquecimento significante da superfície, não causando esta mistura turbulenta.
3. Naquele dado nível o fluxo de ar resultante é offshore, e cria uma região de convergência acima do oceano e de divergência sobre o continente, o que faz com que abaixe a pressão de superfície no continente, e ventos do mar para a terra (onshore) se desenvolvem devido ao gradiente de pressão em superfície (1300 HL).
4. Os ventos onshore transportam ar marítimo fresco sobre o continente, possivelmente advectando o gradiente horizontal de temperatura, e portanto, a frente de brisa marítima continente adentro (1600 HL); a distância percorrida pela frente de brisa depende mais diretamente da quantidade total de calor dado ao sistema e da latitude.
5. Após o pôr do Sol, o resfriamento radiativo de onda longa torna-se dominante, e a brisa marítima remove o gradiente de temperatura e portanto de pressão, o que faz com que as superfícies isobáricas novamente tornem-se planas (1900 HL).
6. Como o resfriamento radiativo continua, o ar perto do chão resfria-se, torna-se mais denso e afunda, resultando num abaixamento da pressão a uma pequena distância do chão, criando um vento onshore neste nível (2200 HL).
7. Em resposta à perda de massa sobre a superfície do mar, um mínimo de pressão se desenvolve à superfície do mar, imediatamente fora da costa; o vento offshore que então se desenvolve próximo à superfície é chamado de brisa terrestre (0100 HL).
8. A distância de penetração da brisa terrestre depende da quantidade de resfriamento sobre o continente; devido ao fato da camada limite planetária sobre o continente ser estavelmente estratificada à noite, a mistura vertical é mais fraca e ocorre mais próximo ao chão, e portanto a brisa terrestre é um fenômeno mais raso e mais fraco do que a brisa marítima.
Quando a linha da costa é irregular, podem haver regiões onde a convergência nos baixos níveis seja enaltecida, o que pode explicar a alta ocorrência de precipitação em determinadas regiões durante o verão.
A evolução da brisa marítima é mais complicada quando existe um vento de fraco a moderado (+ ou – 6 m/s) prevalescendo na situação sinótica.
- Para a situação de um vento sinótico da água fria para o continente quente, existe um enfraquecimento da intensidade do vento local devido à diminuição do gradiente horizontal de temperatura; locais onde a água é fria em relação ao continente são o lado leste dos continentes nos trópicos e latitudes médias durante os dias de verão.
- Por outro lado, quando o fluxo de larga-escala dominante é da água quente para o continente frio, o gradiente de temperatura é fortalecido, e o vento local subsequente é mais intenso; exemplos de locais onde a água é quente em relação ao continente são o lado leste dos continentes nos trópicos e latitudes médias durante a noite.
Nos trópicos e latitudes médias, um gradiente horizontal de menos de 10 W/m2 em 30 km tem apenas uma influência mínima nos ventos locais; com um gradiente de 100 W/m2 em 30 km, efeitos significantes são estatisticamente discerníveis; já para 1000 W/m2 em 30 km, a influência nos ventos locais é muito pronunciada em vários estudos de caso.
Lyons (1972) desenvolveu índices para estimar quando a brisa vai ocorrer ou não: quando for maior do que 10 (onde vg é o vento geostrófico de superfície às 0600 HL e DT a máxima diferença de temperatura entre o ar sobre o continente e a água do mar), a brisa maítima não se forma; isto porque o gradiente de temperatura formado (e portanto de pressão) não é suficiente para superar a energia cinética do movimento em larga escala.
Anthes (1978) com um modelo 2D, sem a presença de vento sinótico, mostra que a corrente de retorno da brisa marítima ocorre totalmente acima da camada limite, enquanto que a corrente de retorno da brisa terrestre é confinada abaixo deste nível.
Abe e Yoshida (1982) examinaram a influência da largura de uma península na intensificação da brisa marítima e concluiram que com uma largura de 30 a 50 km, os movimentos verticais ascendentes foram os maiores gerados.
Outros estudos chegam à conclusão de que ao longo de linhas de costa, durante o verão nos trópicos e sub-trópicos, sem a presença de um campo sinótico, a brisa marítima exerce uma influência dominante nos locais de formação e na propagação de complexos tormentosos.
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Brisa Vale-Montanha Numa região com terreno irregular, os padrões locais de vento podem se desenvolverdevido ao aquecimento diferenciado entre a superfície próxima ao solo e a atmosfera livre a uma certa distância, na mesma altura. Uma grande variação diurna na temperatura usualmente ocorre no solo, sendo que durante o dia a montanha torna-se uma fonte elevada de calor, enquanto que à noite, ela é um sumidouro elevado de calor. Ventos de encosta referem-se a ar mais frio e mais denso fluindo terreno abaixo durante a noite, e com ar mais quente e menos denso movendo-se na direção das maiores elevações durante o dia, respectivamente chamados de ventos catabáticos e anabáticos.
Ventos de encosta geralmente ocorrem quando gradientes topográficos ao longo da montanha são mais abruptos do que aqueles encontrados ao longo do vale, e sendo assim, ventos de encosta tendem a se desenvolver mais rápido do que ventos de vale. Durante os dias de verão, ventos de encosta tendem a ser mais espessos durante o dia do que durante a noite (assim como a brisa marítima), devido ao aquecimento da superfície pela radiação solar, o qual gera uma mistura vertical mais efetiva pelos fluxos turbulentos; à noite, o resfriamento radiativo predomina se os ventos são fracos e o fluxo resultante é mais raso. A evolução diurna da camada limite planetária em terrenos montanhosos é mais complicada do que a observada sobre um terreno plano. 
Resultados numéricos Um estudo numérico usando o RAMS – 3b, foi feito por Pinto de Almeida (2000) sobre a circulação de brisa na região de Cabo Frio – RJ. A região caracteriza-se por escoamento de NE da Alta Subtropical durente o ano todo e seu litoral pelo fenômeno da ressurgência costeira.
Notou-se que a brisa marinha é muito marcante na região e que uma estreita região de ressurgência próxima a costa marca uma intensificação de uma subcélula de circulação, inibindo o escoamento de NE e influenciando o próprio escoamento de meso-escala da brisa. Notou-se também que quando simulando a ressurgência, a corrente de retorno levanta, estando associado a maior intensidade da brisa. |
