Meteorologia de Mesoescala Professor Felipe Roque – Coord. Meteorologia (COMET)

Brisa de Vale e de Montanha

1. BRISA DE VALE (“Upslope”) e BRISA DE MONTANHA (“Downslope”)

Brisa de montanha e brisa de vale são

componentes de um vento local, operando

na escala diurna que se desenvolve

rotineiramente ao longo das encostas da

montanha. A formação destas brisas é

favorecida pelo fraco quadro sinótico do

gradiente de pressão. As maiores

preocupações possíveis da previsão

associadas às brisas de encosta são rajadas

de vento à superfície e geralmente leves

turbulências, convecção no topo da

montanha durante o dia e, à noite, nevoeiro

no vale.

A formação e intensidade das brisas de vale e de montanha dependem do contraste de temperatura

à superfície criado pelo aquecimento diurno e o resfriamento noturno. O aquecimento e resfriamento

são reforçados pelo céu claro e solo (superfície) seco. A orientação e inclinação do Sol, bem como a

direção do fluxo sinótico prevalecente têm efeitos também sobre a força e a evolução das brisas de vale

e de montanha. Por exemplo, no Hemisfério Norte, ventos anabáticos tendem a ser mais fortes em

encostas viradas para sul e mais fracos ou até mesmo inexistentes em encostas voltadas para norte.

1.1 Manhã

Normalmente, os ventos anabáticos

locais iniciam-se com o Sol pela manhã

aquecendo as encostas voltadas para sul e

leste. Por sua vez, o ar acima das encostas

também se aquece e começa a se elevar,

causando a ultrapassagem da brisa de vale

para o outro lado da montanha. Isso produz

uma compensação subsidente ao longo do

vale. Nota-se que os ventos catabáticos de

encostas podem persistir por algum tempo

após o nascer do sol na sombra, à oeste da montanha.

1.2 Dissipação das nuvens e nevoeiro

F

O

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G

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A

F

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A

A

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R

E

A OBLÍQUA DE STRATUS EM REDWOOD CREEK VALLEY, CA, MOSTRANDO DISSIPAÇÃO

SOBRE O CENTRO DO VALE.

Se as nuvens ou o nevoeiro estiverem presentes no início da manhã no vale, normalmente se

dissipam primeiro no centro deste, como mostra o exemplo. Esta dissipação é causada pela subsidência

sobre o centro do vale, compensando o fluxo ascendente.

1.3 Tarde

No período da tarde, a brisa de vale atinge sua intensidade máxima (5 a 15 nós ou mais fortes,

sobretudo acima da superfície) e pode contribuir para o desenvolvimento de tempestades com

trovoadas. O calor da superfície da montanha propriamente dita, combinada com o movimento vertical

ascendente na vanguarda da brisa de vale é, muitas vezes, suficiente para formar nuvens cumulus ao

longo dos cumes e das cadeias montanhosas. Dada a devida instabilidade atmosférica e umidade, este

processo quebra muitas vezes a inversão e desencadeia a primeira convecção do dia na área.

O vento anabático continua durante todo o

dia, se não for interrompido por convecção ou

disperso pela mistura vertical no vale aquecido.

Em seguida, enfraquece no final da tarde ou no

início da noite, já que aquecimento solar diminui.

Uma vez cessado o aquecimento solar, o

resfriamento noturno assume o comando,

inicialmente resfriando o ar perto da superfície.

Consequentemente, os ventos à superfície

enfraquecem ou cessam antes dos ventos

superiores na camada limite enfraquecerem. Isso

permite que os ventos anabáticos ainda persistam intensos na camada limite por várias horas após os

ventos à superfície cessarem.

1.4 Ao Anoitecer

Durante a noite, a circulação inverte-se. As

montanhas perdem o calor, resfriando o ar em

contato com as encostas. O ar se torna mais denso

que o circundante, dirige-se para baixo das encostas

da montanha e inicia os movimentos de

compensação ascendendo no vale. Este padrão de

fluxo é chamado brisa de montanha.

1.5 À Noite

Durante toda a noite, o vale continua a arrefecer,

e uma inversão geralmente separa a brisa de

montanha dos ventos de escala sinótica. Isso pode

levar a formação de nevoeiro no vale, especialmente

quando este contém uma fonte de umidade local,

como um rio, riacho, ou lago.

Observação: “fluxo desacoplado” (decoupled

flow): “Fluxo desacoplado” ocorre quando há uma

separação entre o fluxo próximo ao solo e o fluxo

em altitude. A inversão de temperatura normalmente separa as duas camadas. No presente caso, o

fluxo na camada próxima ao solo é catabático, enquanto que o fluxo em altitude são os ventos de escala

sinótica.

Exemplo

Esta animação mostra os efeitos de inclinação ventos nas montanhas do norte da Colômbia e da

Venezuela. Note o rápido desenvolvimento de nuvens cumulus durante as últimas horas da manhã,

forçado pela convergência do fluxo anabático do topo das montanhas. Durante a tarde, a convecção

apresenta um progresso até a formação de cumulus congestus e, possivelmente, até mesmo fracas

tempestades com trovoadas ao longo das elevações do terreno. Nota: a maior parte da nebulosidade

sobre a parte sul das imagens parece ser no nível médio, possivelmente os restos da atividade convectiva

do dia anterior.

2. VENTOS ANABÁTICOS E CATABÁTICOS DE VALE.

2.1 Introdução

Os ventos anabáticos e catabáticos de vale são uma importante peça tridimensional na circulação

diurna do vale/montanha. Estas figuras mostram as características gerais dos ventos anabáticos de vale

durante o dia e dos ventos catabáticos de vale durante a noite. Note que os ventos anabáticos e

catabáticos de vale sobrepõem-se ao ventos de encostas discutidos na seção anterior.

As mesmas condições ambientais que oferecem suporte ao ventos catabáticos e anabáticos de

encostas, oferecerão suporte também aos ventos anabáticos e catabáticos de vale. Tal como acontece

com os ventos das encostas, os ventos de vale são mais fortes quando o céu está claro e quando os

ventos em altitude estão menos intensos (mais fracos). Por outro lado, os ventos em altitude podem

superar os movimentos ascendentes e subsidentes da brisa de vale, promovendo uma mistura vertical e

interrompendo a inversão.

Enquanto os efeitos da encosta e do vale são mais fortes na ausência de uma intensa forçante

sinótica, eles muitas vezes influenciam na existência de um fluxo sinótico de maneira significativa. Eles

podem agir para reforçar, enfraquecer e/ou transformar o fluxo sinótico. Os efeitos dos ventos de

vale/montanha também podem modificar os regimes de ventos de mesoescala existentes. Por exemplo,

quando uma região montanhosa está ao lado de um grande corpo de água, o regime de brisa

marítima/terrestre irá interagir com o regime de montanha/vale de várias maneiras.

As condições ambientais que inibem os ventos anabáticos de vale incluem terra úmida ou cobertura

de neve que minimizam o aquecimento diurno. No entanto, estas condições podem, por usa vez,

promover ventos catabáticos de vale intensos durante a noite.

2.2. Variação diurna

Assim como os ventos das encostas, os ventos do vale mostram um distinto ciclo diário. Em um dia

típico, você irá ver uma sequência como essa:

A. Ventos anabáticos de encostas desenvolvem-se logo após o nascer do Sol (na parte lateral do

vale);

B. Ventos anabáticos de vale desenvolvem-se mais tarde na parte da manhã;

C. Ventos catabáticos de encostas desenvolvem-se apenas antes do nascer do Sol (na parte lateral

do vale)

D. Ventos catabáticos de vale desenvolvem-se mais tarde, à noite e continuam até pouco depois do

amanhecer

Note que o fluxo das encostas continua durante os ventos anabáticos e catabáticos de vale.

2.3. Transição dos ventos anabáticos e catabáticos

Esta é uma animação de 24 horas do campo de vento dos vales Tooele/Rush a oeste de Salt Lake

City, Utah, EUA. A animação mostra a composição do campo de vento observado durante um sereno,

parcialmente nublado, dia de verão. Observe a gradual reversão do fluxo do ventos anabáticos para os

ventos catabáticos, e vice-versa. A inversão dos ventos anabáticos ocorre mais para o final da manhã na

parte mais ampla e profunda do vale. Neste caso, a inversão ocorre em cerca de 1100 e 2100, horário

padrão local.

Os ventos da animação foram compostos por dados horários de vento obtidos a partir dos meses de

Junho, Julho e Agosto dos anos 1997-2000. Os ventos que entraram na composição horária dos

vetores de vento obtidos de cada estação eram compostos apenas de dias que tinham baixa velocidade

do vento ascendente (velocidade em 700 mb menor ou igual a 7 m/s) e céu claro a parcialmente

nublado ( radiação solar diária total maior ou igual a 65% do teórico extraterrestre total diário). Esta

restrição tem como foco a animação desenvolvida no local dos sistemas de vento térmico.

Stewart, J. Q., C. D. Whiteman, W. J. Steenburgh, and X. Bian, 2001: A climatological study of thermally driven wind systems of the U.S. Intermountain West. Bull. Amer. Meteor. Soc., 83, 1233- 1242.

2.4. Distribuição dos ventos

Ventos catabáticos de vale são confinados a uma profundidade abaixo do topo da inversão noturna,

que normalmente não é tão profundo como o vale. Essas inversões são geralmente mais profundas e

mais fortes do que sobre as planícies à noite. Os ventos catabáticos de vale são mais fortes quando a

profundidade da inversão é maior. Em outras palavras, quanto maior for a profundidade do vale, maior

será a inversão e consequentemente, mais fortes serão os ventos. Ventos anabáticos e catabáticos de

vale podem atingir velocidade de até 10 m/s. O seu máximo ocorre normalmente em uma

profundidade de 30 a 60% da profundidade do vale.

Os ventos catabáticos de vale mais fortes são observados na saída do vale. Este efeito é maximizado

quando as saídas possuem desfiladeiros íngremes. Isto é devido ao fato de que os ventos catabáticos de

vale continuam a acelerar até o vale “se abrir”. Para vales que “abram” mais gradualmente, os ventos

tornam-se mais lentos, o fluxo se espalha e a inversão diminui em direção ao final da “abertura” do

vale.

2.5. Constrição e Agrupamento de Ar Frio

Constrições topográficas podem enfraquecer o

fluxo catabático de vale com o acúmulo de ar frio do

lado a montante das constrições. Este acúmulo de ar

frio leva à ocorrência de temperaturas da superfície

muito menor do que poderiam ocorrer se o vale não

fosse tão constrito (estreito).

2.6. “Avalanche de Ar Frio”

A queda repentina de ar frio de um platô em um vale é conhecida como “avalanche de ar frio”.

Podem ocorrer quando o ar frio acumula-se no planalto durante a noite, até que um tamanho crítico

seja alcançado e o ar frio desça como cascata nas encostas. Estas “avalanches” podem repetir-se várias

vezes em uma única noite.

3. RESUMO DOS PROBLEMAS DE PREVISÃO

As brisas de vale e de montanha tendem a ser mais fracas e geralmente apresentam poucos problemas

“operacionais” a menos que iniciem convecção (durante o dia) ou nevoeiro (à noite). Brisas de vale e

de montanhas, por outro lado, podem ser mais fortes para vales profundos e, assim, afetam diretamente

as operações de vôo. Em qualquer um dos casos, lembre-se de que os efeitos dos vales e encostas

podem agir para modificar o fluxo sinótico existente de maneiras potencialmente importantes. Esta

página resume os desafios da previsão, importantes ingredientes, os riscos associados e as ferramentas

para a previsão dos ventos de vale e encostas.

3.1. Os Desafios da Previsão

- Antecipação da força real dos ventos catabáticos e anabáticos e turbulências associadas.

- O momento do início da convecção potencial no topo da montanha.

- Previsão da formação e dissipação de nevoeiro noturno no vale.

- Interpretação dos resultados dos modelos de mesoescala que nem sempre é particularmente útil

para resolver recursos de pequena escala.

3.2. Importantes Ingredientes

- Características dos terrenos adjacentes às montanhas e vales.

- Fraco gradiente de pressão e fluxo sinótico (10% a 15 nós), especialmente perto da superfície.

- Condições de céu claro na maioria das vezes (Permite para o horário diurno aquecimento das

encostas da montanha e forte resfriamento noturno)

A convecção no topo da montanha iniciada pela brisa de vale é favorecida pela (o):

- Céu claro

- As encostas das montanhas voltadas para Leste e/ou Sul

- Instabilidade moderada

- Umidade suficientemente baixa

O nevoeiro no vale causado pela brisa de montanha é favorecida pela (o):

- Céu claro

- Inversão noturna

- Fonte de umidade local

3.3. Riscos Associados

- Convecção:

- A brisa de vale pode iniciar à tarde tempestades com trovoadas.

- A convecção inicial pode “adormecer”, com os ventos em nível superior podem gerar

subseqüentes células convectivas

- Esperar rajadas de vento próximo à superfície, turbulência, formação de gelo, raios,

precipitação (incluindo pequenas saraivas) e a redução do teto e da visibilidade.

- Formação de gelo

- Somente na presença de convecção profunda

- Moderado a grave acima do nível de congelamento

- Turbulência

- Leve a moderada próximo à superfície nas proximidades da frente das brisas.

- Moderada a grave nas tempestades com trovoadas.

- Teto (CIGS) < 3.000 pés

- Cumulus e cumulonimbus – geralmente entre 2.000 e 4.000 pés e regras de vôo visual marginal

(MVFR) para regras de vôo visual (VFR)

- Nevoeiro no vale ou stratus trazido pela brisa de montanha, formação de nevoeiro em primeiro

lugar acima do vale, descendo rumo à superfície com o passar do tempo.

- Obstruções de visibilidade à superfície

- < 2 mi em tempestades com trovoadas

- Severamente reduzida durante o nevoeiro de vale causado pelo fluxo da brisa de montanha.

- Orientação das encostas do vales e montanhas do Sol da manhã deve ser considerada

quanto à previsão da dissipação do nevoeiro no vale.

- Precipitação à superfície

- Com convecção

- Ventos à superfície

- Prevalece o fluxo de vale durante o dia e o fluxo de montanha durante a noite.

- Em geral com menos de 15 nós, mas especialmente forte na brisa de vale, apoiada pelo

padrão meteorológico de grande escala pode chegar a 50 nós.

- 30 nós ou mais nas proximidades da superfície

- Superfície a 2.000 pés acima do nível do solo (AGL), wind shear

- Esperar velocidade e cisalhamento direcional do outro lado da frente da brisa e nas

proximidades das tempestades com trovoadas

3.4. Ferramentas de Previsão

- Dados superficiais

- Analisar rotineiramente as principais estações à superfície e/ou mesonets (se disponível) para

acompanhar a evolução e a intensidade das brisas de vale e de montanha.

- Durante o dia: acompanhar as tendências de temperatura à superfície e do ponto de orvalho para

estimar quando/se a temperatura convectiva será atingida antes da formação inicial de cumulus.

- Durante a noite: monitorar a temperatura, orvalho, a intensidade dos ventos no vale para

localizar e determinar o potencial de aparecimento de nevoeiro.

- Dados de ar superior

- Analisar gráfico de altos níveis correspondente à altura do topo da montanha (geralmente 700

mb ou menos) para direções do vento leve ou localmente favoráveis no fluxo do topo da

montanha.

- Sondagens / Skew T

- Analisar gradientes para a presença e distribuição de instabilidade condicional nas

proximidades topográficas locais.

- Resultados do modelo

- Observar as previsões do fluxo do topo da montanha (direção e intensidade) para direções do

vento leves ou localmente favoráveis.

- Analisar as tendências da previsão de instabilidade condicional nas imediações da topografia

local.

- Uso de modelos de previsões de ventos de mesoescala à superfície para ajudar a determinar os

regimes de fluxo local das circulações das brisas de vale e de montanha.

- Dados de satélites meteorológicos

- Imagens do canal visível para detectar o início do desenvolvimento de cumulus.

- Imagens do canal infravermelho com realces de temperatura para monitorar o topo das nuvens

indicando forte atividade convectiva.

- Alguns canais específicos de satélites (visível ou imagens no canal 3.9 micron durante o dia,

imagens da diferença entre os canais 3.9 e 10.7 micron durante a noite) para monitorar o início,

extensão e dissipação do nevoeiro no vale.

- Radar NEXRAD

- Se algum radar estiver próximo ao loca de interesse. monitorar as direções e velocidades Doppler dos ventos locais.

REFERÊNCIAS C. David Whiteman, C.D., Mountain Meteorology: Fundamentals and Applications. Oxford University Press, 2000, 355 pp. Hindman, E.E., 1973: Air currents in a mountain valley deduced from the breakup of a stratus deck. MWR, 101, 195-200. Stewart, J.Q., C.D. Whiteman, W.J. Steenburgh, and X. Bian, 2001: A climatological study of thermally driven wind systems of the U.S. Intermountain West. Bull. Amer. Meteor. Soc., 83, 1233- 1242.