Altitude da aeronave em face de uma deriva

You are flying at FL340 in the northern hemisphere. There is a cross wind from the right all the time. In this case, your true altitude will:

1. Increase, only if the temperature at your flight level is rising along the route.

2. Increase.

3. Decrease, only if the pressure at the surface is decreasing along the route.

4. Decrease. 

Se a aeronave voa com uma deriva esquerda (vento vindo da direita desviando a aeronave para a esquerda), significa que a mesma se estará a deslocar de uma pressão mais baixa para uma pressão mais elevada (aplicação direta da regra de Buy Ballot - "No hemisfério norte, o vento deixa os valores de pressão mais elevados à sua direita").

Se a aeronave voa de uma região de menor pressão para uma região de maior pressão, a sua altitude verdadeira deverá aumentar (regra básica da altimetria "From high to low look out below, from low to high clear sky").

Neste caso, a altitude da aeronave deverá aumentar.

(Problema clássico envolvendo a direção do vento e a topologia das superfícies de pressão)

Precipitação – Bergeron / Findeisen

" Pelo processo de Bergeron / Findeisen, percebo que gotas sobrefundidas se evaporem e sublimem sobre cristais de gelo que, com o peso, caem e fundem, originando a precipitação. O que não percebo é o processo que leva as gotas a anexarem-se aos cristais. Sei que está relacionado com a pressão de vapor…" 

Carlos

Exatamente, este processo está relacionado com o valor atual da tensão de vapor e com a diferença entre os valores da tensão de saturação relativamente à fase de água líquida (sobrefundida) e relativamente à fase de gelo:

Tensão de vapor. Tensão de vapor (ou pressão de vapor), designa simplesmente a pressão parcial do vapor de água, isto é, a parte da pressão atmosférica originada pela presença do vapor de água. Quando se dá a evaporação da água, o gás vapor de água daí resultante passa a contribuir para a pressão atmosférica, designando-se essa contribuição por tensão de vapor ou por pressão parcial do vapor de água.

Tensão de saturação. Num determinado volume, o valor atual da tensão de vapor resulta da quantidade de vapor de água aí presente. Por outro lado, a quantidade máxima de vapor de água que pode existir nesse mesmo volume depende da sua temperatura (quanto mais elevada for a temperatura, mais elevada será a quantidade de vapor de água admissível nesse volume). Isto é, para um determinado volume de ar, a uma determinada temperatura, existe um valor atual para a tensão de vapor (resultante da quantidade de vapor de água efetivamente existente) e um valor máximo para essa mesma tensão, valor esse que depende da temperatura. Este valor é designado por tensão de saturação. Se a tensão atual ultrapassar a tensão de saturação, parte do vapor de água encontrar-se-á em excesso, podendo vir a condensar (o processo de mudança de fase depende igualmente de outros fatores, como da existência de núcleos de condensação e de núcleos de congelação).

Humidade relativa. A humidade relativa é aproximadamente igual ao quociente entre a tensão atual de vapor e a tensão de saturação para a temperatura observada tendo um valor máximo de 100%.

Diferença entre as tensões de saturação relativamente ao gelo e à água líquida. A temperatura inferior a 0°C, a tensão de saturação do vapor relativamente à fase líquida é superior à tensão de saturação que se verifica relativamente à fase sólida; isto é, na presença de uma superfície de água líquida e de uma superfície de gelo no mesmo espaço, o vapor de água depositar-se-á, preferencialmente, sobre a superfície de gelo (a tensão de saturação relativamente ao gelo é mais baixa, atingindo-se mais cedo).

Núcleos de congelação e núcleos de condensação. Contudo, para que se dê inicio à congelação da água líquida ou à condensação do vapor de água, é necessária a presença de núcleos de congelação ou de núcleos de condensação, respetivamente. Estes núcleos constituem estruturas físicas de suporte que possibilitam o processo de agregação das moléculas na nova fase (por exemplo: partículas de poeira, partículas de sal, …).  Na ausência destes núcleos, a tensão atual de vapor poderá ser consideravelmente superior à tensão de saturação sem que daí ocorra imediatamente condensação ou congelação. A introdução e difusão deste tipo de núcleos numa nuvem está na base dos processos de inseminação artificial de nuvens, com vista à estimulação da precipitação.

Água sobrefundida (ou sobrearrefecida). A temperatura entre os 0°C e os -40°C negativos,  parte da nuvem é constituída por  gotículas de água sobrefundida, em suspensão (gotículas na fase líquida, a temperatura negativa). A presença desta fase líquida num determinado volume, a temperatura negativa, indica que a tensão de saturação do vapor relativamente à fase líquida já terá sido atingida. Indica também que a tensão de saturação do vapor relativamente à fase sólida já terá sido  igualmente ultrapassada, visto ter um valor inferior. A razão mais plausível para a água não se encontrar já toda congelada prende-se com a ausência de núcleos de congelação.

Crescimento dos cristais de gelo. Se entretanto, algumas dessas gotas sobrefundidas congelarem, ou se uma ou outra gota já congelada cair do topo da nuvem para dentro desta região, uma parte do vapor de água existente depositar-se-á de imediato sobre estes novos cristais de gelo, funcionando os mesmos como núcleos de congelação. A diminuição da quantidade de vapor disponível terá como consequência a diminuição da tensão atual do vapor, ficando abaixo da tensão de saturação relativamente às gotículas na fase líquida (que tem um valor mais elevado).  Ainda assim, a tensão atual do vapor manter-se-á acima da tensão de saturação relativamente à fase sólida já que esta apresenta um valor inferior. Isto é, o afastamento da saturação relativamente à fase líquida levará a que novas gotas da fase líquida se evaporem, disponibilizando mais vapor de água; o qual por sua vez, sublimará sobre os cristais de gelo então formados, já que relativamente a estes, o vapor de água ainda se encontra saturado. À medida que o volume destes cristais de gelo aumenta, mais superfície sólida é disponibilizada, acelerando o processo de sublimação. Estes cristais constituirão neve em grãos, flocos ou cristais, de acordo com a velocidade a que ocorrer a sublimação; esta está relacionada com a temperatura a que vier a ter lugar. O aumento de volume dos cristais de gelo (neve) deverá continuar até que, devido ao excesso de peso, se dará início à precipitação dos cristais mais pesados sobre a forma de precipitação do tipo neve. Caso ocorram temperaturas positivas durante o trajeto descendente, os cristais de gelo fundirão dando origem à precipitação do tipo chuva. Isto significa que a precipitação do tipo chuva resulta de neve que fundiu a altitudes mais elevadas.

Processo de formação da precipitação segundo Bergeron / Findeisen. A temperatura abaixo de 0°C e acima de -40°C, as gotículas de água líquida sobrefundida constituintes das nuvens tendem a evaporar, sublimando em seguida sobre os cristais de gelo existentes. Este processo só ocorre em nuvens que contenham simultaneamente gotículas de água sobrefundida e alguns cristais de gelo. O processo só tem início quando parte da nuvem atinge temperaturas negativas e termina se todas as gotículas se encontrarem na fase sólida. Razão pela qual, a precipitação não ocorre nas nuvens altas  (demasiado frias, apenas constituídas por cristais de gelo), ocorre na maior parte das nuvens médias  (embora a precipitação possa não atingir o solo se vier a evaporar durante o trajeto descendente; ex.: virga – precipitação que se evapora no trajeto descendente não atingindo o solo) e ocorre nas nuvens baixas, apenas após ter sido atingido um determinado desenvolvimento vertical  (quando o topo da nuvem atinge temperaturas suficientemente baixas para se gerarem os primeiros cristais de gelo). Este é o designado modelo de formação da precipitação segundo Bergeron – Findeisen ou das nuvens frias. Existem outros modelos de formação da precipitação a ser desenvolvidos noutro post.

Temperatura, Ponto de Orvalho e Termómetro Molhado na formação de nuvens por elevação

Uma nuvem com base a 5000 pés apresenta uma temperatura de 10ºC na base.

Quais os valores de temperatura, ponto de orvalho e termómetro molhado, à superfície que originam esse valor?

Francisco

Gradiente térmico vertical médio da troposfera. Considerada a atmosfera real, o gradiente térmico vertical médio na troposfera tem um valor de 6.5º/Km ~ 2º/1000 pés. Contudo, sendo este um valor médio, só deverá ser utilizado em cálculos quando não exista qualquer outra informação disponível acerca da camada considerada. Existindo referências à instabilidade ou estabilidade da camada, sendo esta considerada isotérmica ou, na presença de inversões de temperatura, existem outros valores mais adequados para utilização como gradiente térmico vertical. Também a referência a convecção, elevação, subida orográfica ou inclusão na camada de atrito recomenda a utilização dos valores dos gradientes adiabáticos em substituição desse valor médio.

Gradiente térmico vertical da Atmosfera Standard ICAO (ISA). É importante não confundir o valor do gradiente térmico vertical médio da troposfera, com o valor, fixo, do gradiente térmico vertical na Atmosfera Standard ICAO (ISA); por definição, estes dois valores são numericamente iguais, embora as situações e condições a que dizem respeito sejam distintas.

Os conceitos relacionados com a Atmosfera Standard ICAO (ISA) enquadram-se no âmbito da aplicação da altimetria: cálculo da altitude verdadeira da aeronave, cálculo da altitude indicada para uma determinada altitude real, nível de voo mais baixo utilizável, etc.

Considerações iniciais. O problema apresentado não faz qualquer referência ao comportamento do gradiente térmico vertical da camada subjacente à base da nuvem (convecção, elevação, tipo de nuvem, etc.), o que constitui uma lacuna importante na formulação da questão. Contudo, porque o gradiente térmico vertical médio só deverá ser utilizado em situações marginais, deve-se assumir, neste caso, que a nuvem se formou por elevação (não existe qualquer outro elemento que sugira o contrário). Se assim não fosse, também não seria possível inferir a temperatura da base da nuvem a partir da camada subjacente e a questão não teria solução.

Sendo assim, o valor do gradiente térmico vertical que deverá ser utilizado é o do gradiente adiabático (gradiente adiabático seco – DALR, enquanto não se verificar a saturação do ar, e gradiente adiabático saturado – SALR, após ser atingida a base da nuvem).

Resolução da questão. Assumindo que a nuvem se formou por elevação, a temperatura do ar junto à superfície deverá ter decrescido 3º/1000 pés durante o processo de subida até aos 5000 pés (base da nuvem). Considerando que a temperatura na base da nuvem é de 10ºC, em 5000 pés deveria ter decrescido 3 x 5 (milhares de pés) = 15ºC. Em conclusão, a temperatura inicial à superfície (T) teria de corresponder a 25ºC para que se verificasse uma temperatura de 10ºC na base da nuvem.

Relativamente ao ponto de orvalho e não existindo saturação, este está sujeito a um decréscimo de 0.5ºC/1000 pés durante a elevação. Como o ponto de orvalho terá de ser igual à temperatura do ar na base da nuvem, este deveria ter decrescido 0.5 x 5 (milhares de pés) = 2.5ºC desde a superfície até à base da nuvem. Em conclusão, o valor inicial da temperatura do ponto de orvalho (Td) à superfície teria de corresponder a 12.5ºC para que se verificasse uma temperatura do ponto de orvalho de 10ºC na base da nuvem.

No que diz respeito à temperatura do termómetro molhado (Tw), o cálculo deste valor é um pouco mais complexo (equação do psicrómetro) e não faz parte dos currículos académicos do pessoal de voo. Contudo, o valor da temperatura do termómetro molhado situa-se sempre entre os dois valores anteriores, pelo que é possível eliminar alternativas em que isto não se verifique.

Neste caso, T = 25ºC, Tw = 19ºC e Td = 13ºC constituiria uma resposta adequada.

Vento do Gradiente

“Consigo dominar o conceito de vento geostrófico, mas quando passo para o vento do gradiente (sujeito à força centrífuga) não percebo porque é que ele é menor do que o geostrófico nas baixas e maior nas altas pressões.”

Carlos

Vento Geostrófico. O modelo do vento geostrófico não considera a existência do atrito, desenvolvendo-se da seguinte forma:

Assumindo-se o facto de o vento soprar paralelamente às isóbaras retilíneas, como o justificar?

- Se o movimento do ar é retilíneo, então a resultante das diversas forças aplicadas a uma parcela de ar é necessariamente nula.

Que forças estão envolvidas no movimento do ar?

- A força do gradiente de pressão atuando perpendicularmente às isóbaras, no sentido das altas para as baixas pressões e a força de Coriolis, a qual é uma consequência da Terra consistir num objeto esférico, em rotação sobre si própria (referencial não inercial).

Verificando-se que estas duas forças se equilibram (anulam) então o valor dos seus módulos é necessariamente igual, apresentando as duas a mesma direção mas sentidos opostos. Isto é, no modelo do vento Geostrófico, o módulo da Força de Coriolis é igual ao módulo da Força do Gradiente de Pressão.

Isóbaras com curvatura. Considere-se agora o caso de isóbaras que apresentam curvatura:

Se o vento se mantém paralelo às isóbaras, não obstante o facto de as mesmas serem curvas, então isso implica que o módulo da força que atua de fora para o centro da curvatura tem necessariamente de ter um valor superior ao módulo da força que atua do centro para a periferia do movimento; é essa diferença que determina a existência de curvatura para o centro, no movimento (o lado da força com módulo superior).

Força do Gradiente de Pressão. A força do gradiente de pressão apenas depende da distância entre as isóbaras (variação de pressão numa determinada distância – definição de gradiente de pressão). Neste exemplo, iremos considerar este valor constante (uma depressão e um anticiclone com a mesma distância entre isóbaras apresentam o mesmo valor de gradiente de pressão). Outros fatores como a densidade do ar não serão considerados, admitindo-se igualmente constantes.

Força de Coriolis. Movendo-se entre localizações geográficas diferentes, com velocidades lineares diferentes (latitudes diferentes), as partículas adiantam-se ou atrasam-se relativamente ao meridiano de referência do movimento, por forma a manter a sua velocidade linear constante (definição de força de Coriolis / aplicação da lei da conservação do momento angular). A força de Coriolis está relacionada com a velocidade do vento, já que depende da velocidade com que as partículas variam de latitude (da velocidade com que se aproximam ou se afastam do eixo de rotação da Terra). Assim, se considerarmos a latitude constante, sempre que a força de Coriolis varia, isso significa que a velocidade do vento terá de ter variado numa proporção semelhante (devido ao atrito, variação na curvatura do movimento, irregularidades na velocidade do vento, rajadas, etc.). Este princípio de que o valor da força de Coriolis está relacionado com a intensidade do vento é essencial na resolução desta questão, bem como, na explicação de fenómenos em que a variação da intensidade do vento suscita uma alteração da direção do mesmo: efeito de atrito, direção de uma rajada, direção das brisas costeiras, rotação do vento durante a aterragem e descolagem de uma aeronave, etc.

Vento do Gradiente numa Depressão. Aplicando as forças do gradiente de pressão e de Coriolis no caso de isóbaras com curvatura ciclónica, verificamos que a força de Coriolis (apontando para o exterior) terá necessariamente um módulo inferior ao da força do gradiente de pressão. Assim sendo, a intensidade do vento numa depressão terá de ser inferior à do vento geostrófico para o mesmo intervalo entre isóbaras.

Vento do Gradiente numa Anticiclone. Aplicando as forças do gradiente de pressão e de Coriolis no caso de isóbaras com curvatura anticiclónica, verificamos que a força de Coriolis (apontando agora para o interior) terá necessariamente um módulo superior à força do gradiente de pressão. Assim sendo, a intensidade do vento num anticiclone terá de ser superior à do vento geostrófico para o mesmo intervalo entre isóbaras.

Conclusão. Para a mesma distância entre isóbaras, numa depressão, o valor do vento do gradiente é inferior ao do vento geostrófico; no caso de um anticiclone verifica-se a situação inversa: num anticiclone, o valor do vento do gradiente é superior ao do vento geostrófico.

A explicação do vento do gradiente não requer obrigatoriamente uma referência à força centrífuga, embora esta possa ser feita com base na proposição de que a Terra consiste num referencial em rotação, não inercial. A força centrífuga é simplesmente a diferença entre as duas forças envolvidas; é o elemento vectorial que permite afirmar que mesmo num movimento circular, num referencial em rotação (depressão ou anticiclone), a resultante das forças aplicadas se mantém nula, aplicando-se igualmente as leis de Newton…

Força centrífuga. A força centrífuga é uma força fictícia, produzida através de um artifício matemático, sendo proporcional ao quadrado da velocidade linear de uma partícula em rotação em torno de um eixo e inversamente proporcional à distância a esse mesmo eixo. Esta suposta força tem direção normal ao movimento e aponta para o exterior do movimento de rotação.

Vento do Gradiente numa Depressão (explicação incluindo a aplicação da força centrífuga). Numa depressão, a força do gradiente de pressão (apontando para o interior) é equilibrada pela força de Coriolis e pela força centrífuga (apontando ambas para o exterior). Sendo assim, o total da soma dos módulos da força de Coriolis com a força centrífuga tem de ser igual ao módulo da força do gradiente de pressão, considerada isoladamente. Sendo a soma constituída por duas parcelas, cada uma delas terá de ser inferior à soma total das mesmas.

Sendo a força de Coriolis inferior à do caso do vento geostrófico e estando relacionada com a velocidade do vento (vide força de Coriolis), a velocidade do vento numa região com curvatura ciclónica (depressão) terá de ser inferior à do vento geostrófico para a mesma distância entre isóbaras (mesma força do gradiente de pressão).

Vento do Gradiente num Anticiclone (explicação incluindo a aplicação da força centrífuga). Num anticiclone, a força do gradiente de pressão juntamente com a força centrífuga (apontam ambas para o exterior) são equilibradas pela força de Coriolis (que aponta sozinha para o interior). Sendo assim, o módulo da força de Coriolis tem de equilibrar o total da soma dos módulos da força do gradiente de pressão com a força centrífuga, pelo que tem de ser necessariamente superior ao módulo da força do gradiente de pressão considerada isoladamente.

Sendo a força de Coriolis superior à do caso do vento geostrófico e estando relacionada com a velocidade do vento (vide força de Coriolis), a velocidade do vento numa região com curvatura anticiclónica terá de ser superior à do vento geostrófico para a mesma distância entre isóbaras (mesma força do gradiente de pressão).