VENTO

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WIKIPEDIA TERRA 06h56min de 16 de julho de 2003‎ - ATMOSFERA 17h23min de 27 de setembro de 2004‎ 

 01h45min de 13 de dezembro de 2004‎ (c) Angeloleithold



ACIMA: Esquema da circulação atmosférica geral da Terra, dividida em três grandes células em cada hemisfério: a célula de Hadley, entre os 0 e 30° de latitude e onde ocorrem os ventos alísios; a célula de Ferrel, entre os 30 e 60° de latitude e onde ocorrem os ventos do oeste; e a célula polar, acima dos 60º onde ocorrem os ventos polares de este. (FONTE: http://sealevel.jpl.nasa.gov/overview/climate-climatic.html)

(c)py5aal Vento é o fluxo de gases em grande escala. Na superfície da Terra, consiste no movimento de ar em grande quantidade. No espaço sideral, o vento solar é o movimento de gases e partículas carregadas emitidas pelo Sol através do espaço, enquanto que o vento planetário é a desgaseificação de elementos químicos leves a partir da atmosfera de um planeta em direção ao espaço. Os ventos são geralmente classificados de acordo com a sua escala, rapidez, tipos de forças que os provocam, regiões em que ocorrem e com o seu efeito. Os ventos de maior intensidade observados no sistema solar ocorrem em Neptuno e Saturno. Os ventos têm várias características, entre as quais a sua velocidade, a densidade dos gases envolvidos e a sua energia eólica.
(c)py5aal Em meteorologia, os ventos são muitas vezes classificados de acordo com a sua intensidade e direção em que se movimentam. Os ventos súbitos de curta duração e elevada velocidade são denominados rajadas. Os ventos fortes de duração intermédia (cerca de um minuto) são denominados borrascas ou lufadas. Os ventos de longa duração têm vários nomes de acordo com a sua intensidade média, como brisa, vento forte, ventania, tempestade ou furacão. O vento ocorre em diferentes escalas, desde grandes correntes de tempestade que duram dezenas de minutos, até brisas localizadas geradas pelo aquecimento da massa terrestre que duram algumas horas, até ventos globais que resultam das diferenças de absorção da energia solar entre as diferentes regiões climatéricas da Terra. As duas principais causas da circulação atmosférica de grande escala são as diferenças de temperatura entre o equador e os polos e a rotação do planeta, ou força de Coriolis. Nos trópicos, a circulação de depressões térmicas sobre o terreno e os grandes planaltos podem criar fenômenos de monção. Nas regiões costeiras, o ciclo entre a brisa marítima e terrestre pode criar ventos locais. Em áreas de relevo acentuado, os ventos podem ser dominados pelas brisas de montanha e de vale.
(c)py5aal Ao longo da civilização humana, o vento inspirou a mitologia, influenciou eventos históricos e guerras, impulsionou meios de transporte e proporcionou uma fonte de energia para o trabalho mecânico, eletricidade e recreação. O vento impulsionou a era das Descobertas e as grandes viagens marítimas pelos oceanos. Os balões de ar quente utilizam o vento para deslocações curtas, enquanto as aeronaves tiram dele partido para reduzir o consumo de combustível. Em muitas regiões, os ventos dominantes têm vários nomes locais devido aos seu impacto significativo no quotidiano.
(c)py5aal Os ventos são capazes de transformar a superfície terrestre através de erosão e sedimentação eólica, dando origem a solos férteis para a agricultura. O vento é capaz de transportar ao longo de grandes distâncias a poeira dos grandes desertos e as sementes de várias plantas, o que é fundamental para a sobrevivência de algumas espécies e das populações de insetos. O vento também influencia a propagação de incêndios florestais. Quando associado a baixas temperaturas, o vento tem um impacto negativo no gado, afetando as reservas alimentares e as estratégias de caça e defesa dos animais. As áreas de cisalhamento de vento provocadas pelos fenômenos meteorológicos podem provocar situações perigosas para a aviação e os ventos fortes podem destruir ou danificar árvores e estruturas.
Pressão atmosférica é a pressão exercida pela camada de moléculas de ar sobre a superfície. A pressão é a força exercida por unidade de área, neste caso a força exercida pelo ar em um determinado ponto da superfície. Se a força exercida pelo ar aumenta em um determinado ponto, consequentemente a pressão também aumentará. 
(c)py5aal A pressão atmosférica é medida por meio de um equipamento conhecido como barômetro. Essas diferenças de pressão têm uma origem térmica estando diretamente relacionadas com a radiação solar e os processos de aquecimento das massas de ar. Formam-se a partir de influências naturais, como: continentalidade, maritimidade, latitude, altitude... As unidades utilizadas são: polegada ou milímetros de mercúrio (mmHg), quilopascal (kPa), atmosfera (atm), milibar (mbar) e hectopascal (hPa), sendo as três últimas, as mais utilizadas no meio científico. Outra unidade utilizada para se medir a pressão é a PSI (pounds per square inch) que em Português vem a ser libra por polegada quadrada (lb/pol²). 
(c)py5aal Embora comum para medir pressão de pneumáticos e de equipamentos industriais a lb/pol² é raramente usada para medir a pressão atmosférica. Embora o ar seja extremamente leve, não é desprovido de peso. Cada pessoa tem em média uma superfície do corpo aproximadamente igual a 1 metro quadrado, quando adulto. Sabendo que ao nível do mar a pressão atmosférica é da ordem de 1 atm (definida como 101 325 Pa, ou ainda 1013,25 hPa=mbar), isso significa dizer que, neste local, uma pessoa suportaria uma força de cerca de 100 000 N relativo à pressão atmosférica. Porém, não sente nada, nem é esmagada por esta força. Isto acontece devido à presença do ar que está contido no corpo e ao equilíbrio entre a pressão que atua de fora para dentro e de dentro para fora do corpo. Qualquer variação na pressão externa se transmite integralmente a todo o corpo, atuando de dentro para fora, de acordo com o Princípio de Pascal. O peso normal do ar ao nível do mar é de 1 kgf/cm². Porém, a pressão atmosférica diminui com o aumento da altitude. De forma simplificada poder-se-á considerar que a pressão diminui 1 hPa (ou 1 mbar) a cada 8 metros que se sobe. A 3000 metros, é cerca de 0,7 kgf/cm². A 8840 metros, a pressão é de 0,3 kgf/cm².
(c)py5aal As circulações atmosféricas são movimentos fechados do escoamento atmosféricos provocados pela conservação de massa que constringe o movimento geral da atmosfera e pelas forças de pressão e empuxo como observadas da superfície da Terra, cuja observação é feita em um referencial em rotação.
A aplicação dos conhecidos teoremas de Bjerknes em conjunto com a equação de conservação de massa permite solucionar o escoamento atmosférico em diferentes escalas de movimento. A circulação atmosférica pode referir-se à circulação da brisa marítima e terrestre, que é um fenômeno de mesoescala, como também pode se referir ao escoamento médio anual de grande-escala, como é o caso das circulações de Hadley e Walker, associadas às ocorrências dos fenômenos de El Niño e La Niña.
A circulação atmosférica é o movimento de grande escala da atmosfera e o meio (juntamente com as correntes oceânicas) através do qual o calor é distribuído pela superfície da Terra.
Apesar da sua estrutura básica da circulação atmosférica global manter-se relativamente constante do ponto de vista climatológico (média de muitos anos), esta varia significativamente de ano para ano, ou ainda em escalas menores intra-sazonais.
(c)py5aal Muitas vezes, em estudos teóricos e em modelagem computacional, a circulação geral da atmosfera é utilizada para definir um estado básico (ou de referência) para a atmosfera. Sobre esse estado básico, os fenômenos de menor escala temporal e espacial podem ser considerados como perturbações (ondas) sobrepostas ao estado básico, ou à circulação geral. É comum se falar da corrente de oeste do escoamento da alta troposfera, que em latitudes médias e altas pode ser considerado geostrófico também ou em balanço com as forças de curvatura centrípetas e centrífugas, em um referencial em rotação.
(c)py5aal Os sistemas meteorológicos isolados que ocorrem imersos no escoamento de grande-escala (como as depressões das latitudes médias e as células convectivas tropicais) ocorrem quase ao "acaso", isto é, devido às instabilidades (termodinâmicas e dinâmicas) do escoamento atmosférico em diferentes escalas. Geralmente aceita-se que o tempo meteorológico não pode ser determinado pela integração das equações atmosféricas para além de um período relativamente de poucos dias e em um máximo 15 dias. A maioria dos modelos de previsão de tempo faz prognósticos que se estendem até 10 dias (ver Teoria do caos e Efeito borboleta). Apesar disso, a média de longo período destes sistemas, ou seja, o que se convenciona chamar de clima pode ser relativamente estável ao longo de vários anos.
As correntes de vento e os jet streams que envolvem o planeta são misturados por três grandes células: a Células de Hadley, as Células de Ferrel e as células polares. 
(c)py5aal A circulação geral de larga escala do ar na troposfera é originada por o aquecimento desigual da superfície do solo. As diferenças de temperatura dos pólos e do equador, da terra e do mar vão originar movimentos do ar que são muito importantes no tempo meteorológico. À latitude 35º graus norte e sul, a superfície da terra recebe maior radiação do aquela que perde. Já nos pólos a quantidade de radiação absorvida é menor do que aquela que se perde. Se o calor, não fosse transportado do equador para os pólos o equador tornava-se cada vez mais quente. Se o frio não fosse transportado dos pólos para o equador, os pólos tornavam-se mais frios. A atmosfera é um grande agente de transporte de calor e a seguir está o oceano que transporta grande parte do calor terrestre.
Entre as mais importantes células de circulação global atmosféricas encontram-se a:

Célula de Hadley - circulação no plano vertical-meridional (sul-norte)

Célula de Walker - circulação no plano vertical-zonal (oeste-leste)

(c)py5aal Essas células de circulação podem ser observadas nos campos médios anuais e suas posições médias determinadas a partir de médias temporais de longos períodos (i.e., de vários anos e tipicamente para períodos de 30 anos).
(c)py5aal O "vento geostrófico" é o resultado do equilíbrio entre a força de Coriolis e a força do gradiente de pressão. Desloca-se paralelamente às linhas isobáricas e aproxima-se da corrente de ar acima da camada limite atmosférica a altitudes intermédias.[4] O "vento térmico" é a diferença no vento geostrófico entre dois níveis atmosféricos, e existe apenas numa atmosfera com gradientes térmicos horizontais.[5] O "vento ageostrófico" é a diferença entre o vento geostrófico e o vento real, a qual é responsável pelo ar que vai preenchendo os ciclones ao longo do tempo.[6] O "vento gradiente" é semelhante ao vento geostrófico, mas também inclui a força centrífuga.[7](
c)py5aal Os ventos catabáticos são ventos de montanha que sopram ao longo das encostas em direção aos vales e planícies no sopé. Existem diversos nomes para os ventos catabáticos no mundo, dependendo da localização e de como se formam. Os ventos catabáticos secos e quentes, como o vento Föhn sopram no lado da montanha abrigado do vento dominante no caminho de uma depressão. Os ventos catabáticos frescos e geralmente secos, como o bora, são provocados pela descida do ar frio e denso do topo. Quando a encosta é aquecida pelo sol, a brisa de montanha para, muda de direção e começa a soprar em direção ao topo. Estes ventos são conhecidos como ventos anabáticos.[8]
(c)py5aal À medida que uma pessoa ou um veículo se descola, o vento percecionado nessa deslocação pode ser diferente do vento gerado pelas condições meteorológicas. Esta diferença tem consequências importantes. Neste contexto, distingue-se o vento real, o vento relativo e o vento aparente. O "vento real" é o vento que é sentido por um observador imóvel e consiste unicamente no ar que se desloca à sua volta. A sua direção e força podem ser medidos com um instrumento fixo e correspondem aos valores anunciados nos boletins meteorológicos. O sufixo "real" é utilizado no contexto da aviação e navegação para distinguir este vento de outras componentes do vento criadas pela velocidade (o vento aparente e o vento relativo). O "vento relativo" é o vento gerado pela deslocação do observador, sendo de igual intensidade e direção, mas sentido oposto, à velocidade relativa a que se desloca. É, por exemplo, o vento sentido num passeio de bicicleta quando não existe vento real. O "vento aparente" é o vento percecionado pelo observador em movimento e corresponde à soma vetorial do vento real e do vento relativo. Este termo é usado sobretudo na navegação à vela, em que o vento que impulsiona a vela depende não só da velocidade do vento real, mas também da própria velocidade do barco.[9]
Chamam-se ventos dominantes os ventos que sopram numa dada região quase sempre da mesma direcção. Nalgumas regiões só se verificam durante um certo período do ano mas podem ser quase permanentes noutras. A informação destes ventos geralmente associada da direcção respectiva, pelo que se dirá, por exemplo, "Os ventos dominantes na região são do Nor-Noroeste (NNW), registadas nos meses de Verão".  
(c)py5aal Os ventos dominantes estão na base das correntes oceânicas e são aproximadamente zonais, quer dizer que sopram na direção leste-oeste. Os ventos alíseos são ventos de Leste nas regiões tropicais e subtropicais, entre 30°N e 30°S [1]. O estudo dos ventos dominantes é fundamental para a orientação a dar às pistas principais [2], mas habitualmente há uma pista secundária construída em diagonal relativamente a estas para os "segundos ventos dominantes" e facilitarem assim a descolagem e aterragem.
(c)py5aal Num porta-avião é ele que se posiciona de frente ao vento para criar um "vento dominante" favorável à descolagem e à aterragem. Existem três conjuntos de ventos constantes que dominam a circulação atmosférica na Terra: os alísios, os ventos de oeste e os ventos polares de este. Os alísios sopram de este e dominam as correntes que atravessam os trópicos da Terra em direção ao equador. Os ventos do oeste sopram de oeste e dominam as latitudes intermédias, entre os 35 e 60 graus. Os ventos polares sopram de este e dominam as regiões polares acima dos 60 graus de latitude. Os ventos são menos intensos perto da latitude da crista subtropical, onde a umidade relativa da massa de ar é menor. Os ventos mais intensos sopram nas latitudes intermédias, onde o ar frio polar se encontra com o ar quente tropical.[10]
(c)py5aal Os ventos alísios são ventos que ocorrem durante todo o mês nas regiões sub-tropicais, sendo muito comuns na América Central. São o resultado da ascensão de massas de ar que convergem de zonas de alta pressão (anticiclônicas), nos trópicos, para zonas de baixa pressão (ciclônicas) no Equador, formando um ciclo. São ventos úmidos, provocando chuvas nos locais onde convergem. Por essa razão, a zona equatorial é a região das calmarias equatoriais chuvosas.
O Alísio de hemisfério Norte sopra de Nordeste para Sudoeste, enquanto o do hemisfério Sul sopra do Sudeste para o Noroeste.
(c)py5aal A sua influência é mais marcante no clima de regiões costeiras e de baixa latitude, exercendo grande importância na meteorologia insular.
Os ventos regulares que durante o ano sopram regularmente de NE no hemisfério Norte e do SE no do Sul. A partir dos 30º vão diminuindo de intensidade em direção ao Equador até se extinguirem formando ali a zona de calmarias equatoriais.
(c)py5aal Os contralísios sopram do Equador para os trópicos, em altitudes elevadas. Os contralísios são ventos secos e os responsáveis pelas calmarias tropicais secas que geralmente ocorrem ao longo dos trópicos. Os maiores desertos da Terra encontram-se junto a essas zonas atravessadas pelos trópicos. Os ventos contralísios ocorrem em duas faixas do globo divididas pela linha do Equador, e se formam pelo aquecimento do ar junto à região equatorial. Estes ventos secos dissipam a cobertura de nuvens, permitindo que mais luz do Sol aqueça o solo. A maioria dos grandes desertos da Terra está em regiões cruzadas por ventos contra-alísios. O maior deserto do nosso planeta, o Saara, no norte da África, que já experimentou temperaturas de 57 °C, é um deserto de ventos contra-alísios. A circulação de Hadley se origina pelo transporte de calor desde as zonas equatoriais até as latitudes médias, onde a quantidade de radiação solar incidente é normalmente muito menor. As células de Hadley estendem-se desde o equador até latitudes de aproximadamente 30º, em ambos os hemisférios. Este calor é transportado em um movimento celular, com o ar ascendendo por convecção nas regiões equatoriais e deslocando-se até as latitudes superiores, pelas camadas atmosféricas mais altas. A subida do ar quente no equador está acompanhada pela formação frequente de tempestades convectivas na chamada Zona de Convergência Intertropical.
(c)py5aal A principal força motriz da circulação atmosférica é o aquecimento pelo Sol, que em média é maior no equador e menor nos polos. A circulação atmosférica transporta energia em direção aos polos, reduzindo assim o gradiente de temperatura entre o equador e os polos. Os mecanismos pelos quais isto acontece são diferentes nas latitudes tropicais e extratropicais. Entre as latitudes 30°N e 30°S, este transporte de energia se dá por um mecanismo relativamente simples de movimento circular, com ar ascendente perto do equador, movimento em direção ao polo perto da tropopausa, ar descendente nos subtrópicos e retorno em direção ao equador perto da superfície. Já nas latitudes mais altas, o transporte de energia se dá por meio de ciclones e anticiclones, que fazem o ar relativamente quente se mover em direção ao polo e o ar frio em direção ao equador, no mesmo plano horizontal. A célula de circulação tropical é conhecida como célula de Hadley. Por que ela se estende somente até os 30 graus de latitude e o que determina a sua força são questões tratadas pela moderna meteorologia dinâmica. Perto da tropopausa, à medida que o ar se move em direção ao polo na célula de Hadley, ele é desviado para leste pela Força de Coriolis, que desvia os ventos para a direita no hemisfério norte e para a esquerda no hemisfério sul, criando as correntes de jato subtropicais que fluem de oeste para leste. Analogamente, perto da superfície, o fluxo de retorno em direção ao equador é desviado para oeste pela força de Coriolis. Os ventos de superfície resultantes, com componentes em direção ao equador e ao oeste, são conhecidos como ventos alísios. A região onde se precipita a massa de ar na célula de Hadley é chamada, em inglês, de “horse latitude” (“latitude dos cavalos”, tecnicamente chamada em português “cinturão subtropical de alta pressão”). De acordo com a história, nos tempos em que os capitães dos navios contavam com o vento para chegar aos seus destinos, enfrentar uma calmaria era frequentemente uma má notícia para os cavalos que estivessem a bordo, pois eles eram jogados ao mar para preservar a água escassa. A região em que os fluxos superficiais que se movem em direção ao equador convergem e ascendem é conhecida como zona de convergência intertropical (ZCIT), uma área de tempestades com grandes precipitações. O ar descendente é seco, por ter perdido a maior parte do vapor d'água em condensação e chuva no trecho superior da circulação. Baixas umidades relativas são produzidas à medida que o ar é aquecido adiabaticamente devido à compressão, quando ele descende para uma região de pressão mais alta. Os subtrópicos são relativamente livres da convecção, ou tempestades, que são comuns no cinturão equatorial de movimento ascendente. Muitos dos desertos do mundo estão localizados nestas latitudes subtropicais.
(c)py5aal Há evidências de que a expansão da célula de Hadley se deve à mudança climática. [2]A maioria das regiões mais secas e áridas da Terra estão localizadas nas áreas sob os trechos descendentes da circulação de Hadley, em torno de 30° de latitude. [3] Tanto os modelos climáticos teóricos quanto os experimentais mostram que a célula de Hadley se expande com o aumento da temperatura média global (talvez até 2 graus de latitude ao longo do século XXI). [4] Isto pode levar a grandes mudanças na precipitação nas latitudes nos limites das células. [3]Os cientistas temem que o atual aquecimento global possa causar mudanças drásticas aos ecossistemas nos altos trópicos e que os desertos se tornem mais secos e se expandam. À medida que as áreas em torno dos 30 graus de latitude se tornem mais secas, os habitantes dessas regiões terão menos chuva que o esperado, o que poderá causar problemas com a alimentação e a própria habitabilidade.[5]
(c)py5aal A expansão da célula de Hadley é uma clara indicação da mudança climática, podendo afetar a temperatura média da Terra de forma drástica. Uma expansão da célula de Hadley em direção aos polos poderá ter um impacto dramático em lugares como o sudoeste da América do Norte, o Mediterrâneo, o sul da América do Sul, o sul da Ásia e a Austrália. Os ventos do oeste (também conhecido como corrente ocidental ou pela forma inglesa westerlies) são ventos prevalecentes nas latitudes médias (entre as latitudes 30º e 60º) que sopram de áreas de alta pressão em zonas subtropicais para os pólos. Os ventos são predominantes do sudoeste no Hemisfério norte e do noroeste no Hemisfério sul. Juntamente com os ventos alísios, os ventos do oeste permitiam as viagens ida-e-volta na rota comercial dos primeiros navios europeus (caravelas). Navios que retornavam para a Europa das Américas Central e Sul, das Indias Ocidentais, navegavam para o norte, virando para leste para atravessar o Atlântico.
Os ventos do oeste podem ser particularmente fortes, especialmente no Hemisfério sul, onde há menos terras emersas nas latitudes médias para causar a fricção de relevo e conseqüentemente reduzindo a velocidade dos ventos. Os ventos do oeste mais fortes nas latitudes médias podem vir dos exuberantes quarenta, as áreas entre as latitudes 40° e 50° de latitude.
Os ventos do oeste têm um papel importante em carregar águas e ventos quentes e equatoriais para as costas oestes dos continentes, especialmente no Hemisfério sul, onde há mais oceanos do que terras emersas.
(c)py5aal No Hemisfério sul, por causa da condições nebulosas e tempestuosas, é normal referir-se aos ventos do oeste como "Exuberantes quarenta", "Furiosos cinqüenta" e "Uivantes sessenta", de acordo com as variações da latitude. As células polares são fenômenos atmosféricos que se formam na região dos polos.
(c)py5aal A subsidência nas proximidades dos pólos produz uma corrente superficial em direção ao equador, que é desviada, formando os ventos polares de leste, em ambos os hemisférios.
O encontro dos ventos polares que se movem para o equador com a corrente de oeste de baixas latitudes (quentes) forma as frentes polares.[1] Monção (do árabe: mausim, estação) é a designação dada aos ventos sazonais, em geral associados à alternância entre a estação das chuvas e a estação seca, que ocorrem em grandes áreas das regiões costeiras tropicais e subtropicais. A palavra tem a sua origem na monção do oceano Índico e sudeste da Ásia, onde o fenômeno é particularmente intenso. A palavra também é usada como nome da estação climática na qual os ventos sopram de sudoeste na Índia e países próximos e que é caracterizada por chuva intensa. Embora também existam monções em regiões subtropicais, por extensão, a designação de climas de monção ou climas monçônicos (tipo Am na classificação climática de Köppen-Geiger), é utilizada para designar o clima das regiões tropicais onde o regime de pluviosidade, e a consequente alternância entre estações seca e chuvosa, é governado pela monção. A palavra monção teve a sua origem na designação dada pelos antigos marinheiros árabes do noroeste do oceano Índico e do mar Arábico às periódicas mudanças de direção do vento que ocorrem ao largo das costas da Índia e da Península Arábica, especialmente no mar Arábico, no golfo Pérsico e no noroeste do Índico, onde o vento sopra desde o sudoeste uma metade do ano e desde o nordeste durante a outra metade. A partir da designação árabe de mausim, a palavra foi-se estendendo pelos povos marítimos da região até ser incorporada na língua portuguesa a partir da qual expandiu-se pelos diversos idiomas europeus, onde o fenômeno é designado por termos com esta etimologia. Logo, a quantidade de calor que em cada estação quente é absorvida e acumulada nas águas do mar e é incomparavelmente maior do que a que acumulada em terra. Como consequência, as zonas terrestres aquecem com muito maior rapidez durante a estação quente, mas também arrefecem com ainda maior rapidez durante a estação fria.
(c)py5aal Em resultado destas diferentes dinâmicas, durante o Verão a terra está mais quente que a água do mar, pelo que o ar quente sobre a terra tende a subir, criando uma área de baixa pressão atmosférica sobre a região, a qual contrasta com o ar mais fresco situado sobre o mar onde se forma uma região anticiclônica. Por sua vez, esta diferença de pressão atmosférica cria um vento constante no sentido do mar para terra, transportando para sobre o continente ar marítimo rico em umidade. Este ar, ao ser elevado pelo efeito convectivo, particularmente quando está presente sobre a região a Zona de Convergência Intertropical ou pelo efeito da presença de montanhas, esfria, o que provoca condensação e as consequentes chuvas.
(c)py5aal Durante o Inverno a situação inverte-se: as regiões continentais arrefecem rapidamente enquanto os mares adjacentes se conservam quentes. Em resultado, forma-se anticiclones sobre as regiões terrestres e baixas pressões sobre os mares adjacentes, passando os ventos a soprar de terra para o mar, em geral muito secos e frios.
(c)py5aal Este efeito contrastante é tanto maior quanto maior for o contraste entre terra e mar, intensificando-se com a dimensão da região continental e com a temperatura do oceano. É essa a razão que leva a que o monção asiática seja a mais intensa, resultado da dimensão da Ásia e do contraste térmico existente entre as planícies da Ásia Central e da Sibéria face às águas tépidas do Oceano Índico e do Oceano Pacífico Ocidental. Naquela região, os ventos da monção asiática sopram, no Verão, do mar para o continente (monção marítima) e no Inverno o sentido é do continente para o mar (monção continental), quando a terra esfria rapidamente, mas os oceanos retêm o calor mais tempo.
Existem mais sistemas de monções, como a monção norte-americana, sentida entre julho e setembro no Arizona, Novo México, Nevada, Utah, Colorado, Texas e Califórnia. Também se referencia a monção do nordeste asiático, sentida entre dezembro e o início de março.


Ventos dominantes na atmosfera terrestre. A amarelo: os alísios, que sopram de este e dominam as regiões tropicais. A azul: os ventos do oeste, dominantes nas latitudes intermédias, entre os 35 e 65 graus. (FONTE: NOAA)



(c)py5aal No subcontinente indiano, onde a presença da cordilheira dos Himalaia cria condições excelentes para a formação da monção, esta começa pelo sudoeste, na costa de Kerala, na Índia, geralmente na primeira quinzena de Junho. A monção de noroeste em Tamil Nadu começa habitualmente em Outubro. À medida que se compreendeu melhor as monções, a sua definição foi-se ampliando de forma a incluir quase todos os fenômenos associados com o ciclo meteorológico anual verificado nos territórios tropicais e subtropicais dos continentes da Ásia, Austrália e África junto com os seus mares e oceanos adjacentes. Nestas regiões ocorrem as mudanças climáticas sazonais mais dramáticas da Terra.
Em regiões costeiras, as brisas marítimas e terrestres podem influenciar significativamente os ventos dominantes de determinada localidade. Como a água tem maior capacidade térmica do que a terra, o sol aquece o mar mais lentamente do que o terreno da costa.[40] À medida que a temperatura da superfície do terreno aumenta, o ar por cima dela é aquecido através de condução térmica. Este ar quente é menos denso do que a envolvente, o que faz com que suba. Isto causa um gradiente de pressão de cerca de 2 milibars entre o oceano e a terra. O ar fresco por cima do mar, que agora tem maior pressão, desloca-se em direção a terra, o que cria uma brisa fresca junto à costa. Quando os ventos de grande escala estão calmos, a força da brisa marítima é diretamente proporcional à diferença entre de temperatura entre a terra e o mar. No entanto, se existir vento costeiro superior a 8 nós (15 km/h) é pouco provável que se forme uma brisa marítima.[41]
(c)py5aal Durante a noite a terra arrefece mais rapidamente do que o mar devido às diferenças de capacidade térmica. Esta alteração na temperatura faz com que a brisa marítima diurna se dissipe. Quando a temperatura do ar em terra se torna menor que a do mar e, consequentemente, a pressão atmosférica no mar se torna menor do que a da terra, forma-se uma brisa terrestre, desde que não existam ventos que a ela se oponham.[41]
(c)py5aal Os ventos locais são bastante influenciados pelos elementos de paisagem de superfície, principalmente pelo relevo, florestas, bosques, savanas e edifícios. As árvores têm impacto direto nos ventos e na turbulência do ar, e indireto na deposição de poeiras, na temperatura, na evaporação, na mistura da coluna de ar e na regularidade do vento, o que é determinante, por exemplo, para a instalação de parques eólicos.[42] As florestas e os desertos podem diminuir ou aumentar, respetivamente, a velocidade do vento entre 5 e 15%.[43]
(c)py5aal Em terrenos de elevada altitude, o aquecimento do terreno é superior ao do ar envolvente à mesma altitude, o que cria uma depressão térmica sobre o terreno.[44][45] Em áreas de topografia acidentada, a circulação de vento entre a montanha e o vale é o fator que mais contribui para os ventos prevalentes. As colinas e os vales distorcem substancialmente o fluxo de ar, ao aumentar o atrito entre a atmosfera e a terra. Bloqueado pelas montanhas, o vento é defletido paralelamente à topografia, criando uma corrente de jato. Esta corrente é capaz de aumentar a força de ventos fracos até 45%.[46] A geometria do relevo também altera a direção do vento.[47]
(c)py5aal Quando existe um passo na cadeia montanhosa, os ventos atravessam-no a uma velocidade considerável devido ao Princípio de Bernoulli, que descreve a relação inversa entre velocidade e pressão. Depois de o atravessar, a corrente de ar pode continuar turbulenta e errática à medida que desce até terreno plano. Estas condições constituem um perigo para as aeronaves que aterram ou descolam.[47] Estes ventos frescos que aceleram por entre os passos de montanha têm vários nomes regionais, como o bora, tramontana ou mistral. Quando estes ventos sopram sobre o mar, aumentam a agitação das camadas superiores, o que transporta as águas ricas em nutrientes para a superfície e potencia a vida marinha.[48]
(c)py5aal Em regiões montanhosas, a intensidade da distorção local da corrente de ar é maior. O terreno irregular produz turbulência e padrões de correntes imprevisíveis, como as ondas estacionárias, que podem ser sobrepostas por nuvens lenticulares. À medida que o ar se desloca sobre montanhas e velas, formam-se fortes correntes ascendentes e descendentes e turbilhões. A precipitação orográfica geralmente ocorre no lado da montanha exposto ao vento. É causada pelo aumento em larga escala do movimento do ar úmido em circulação do lado de onde sopra o vento, o que provoca o arrefecimento adiabático e condensação dessa umidade. Nas regiões montanhosas sujeitas a ventos frequentes, geralmente o lado exposto ao vento apresenta um clima mais úmido em relação ao lado abrigado do vento, um fenômeno que se denomina sombra de chuva.[49] Os ventos descendentes, como o Föhn, são quentes e secos.[50]


Regime de brisa nas regiões costeiras: durante o dia, o sol aquece o mar mais lentamente do que a terra, fazendo com que o ar fresco se desloque em direção a terra. (FONTE: Corso)



(c)py5aal No caso de nuvens convectivas, como acontece nas trovoadas, não é a diferença de pressão que determina a direção do vento, mas sim a instabilidade do ar. A precipitação e a injeção de ar frio e seco nos níveis intermédios da atmosfera fazem com que as nuvens sejam pressionadas em direção ao solo, o que cria ventos descendentes que formam frentes localizadas de rajada.[51]
Um tornado é uma coluna de ar em rotação em contacto simultâneo com a superfície da terra e a base de nuvens do tipo cúmulo-nimbos ou, em casos raros, cúmulos. Os tornados são de dimensão variável e geralmente formam um funil de condensação cuja extremidade inferior está em contacto com a superfície e é envolta por uma nuvem de poeira e detritos.[52] Em média, as velocidades de vento dos tornados oscilam entre os 64 e os 180 km/h e percorrem vários quilómetros antes de se dissiparem. Em casos raros, podem atingir velocidades de vento de mais de 480 km/h e manter contacto com a superfície ao longo de mais de 100 km.[53] Um tornado pode constituir um perigo para seres humanos e para edificações.[54][55] Embora sejam um dos mais destrutivos fenómenos meteorológicos, os tornados têm uma duração muito curta. Mesmo os de maior duração geralmente não ultrapassam uma hora, embora haja casos registados de duas horas ou mais.[56]
(c)py5aal Os ventos de downburst são um fenómeno meteorológico que se forma no interior de trovoadas quando ocorre acumulação suficiente de ar arrefecido pela chuva. Ao contrário dos ventos num tornado, os ventos de um downburst não são rotativos. O ar arrefecido, ao descer rapidamente e atingir o solo, espalha-se em todas as direções e produz ventos de grande intensidade. Os downbursts secos estão associados a trovoadas com muito pouca chuva, enquanto os downbursts húmidos são gerados por trovoadas com grande quantidade de chuva. Os microbursts são downbursts muito pequenos com ventos que se prolongam até 4 km do ponto de impacto, enquanto que os ventos dos macrobursts se prolongam por mais de 4 km.[57][58] Os derechos são formas de ventos downburst mais fortes caracterizados por tempestades de vento em linha reta.[59][60] Os downbursts criam cisalhamento do vento e microbursts, os quais são bastante perigosos para a aviação,[61] podem produzir ventos fortes de 5 a 30 minutos de duração, com velocidades até 75 m/s, e causar estragos semelhantes aos tornados. Os downbursts também ocorrem com muito mais frequência que os tornados.[62]
(c)py5aal Linha de instabilidade é uma zona de instabilidade na qual uma série de tempestades estão dispostas de forma alinhada. São tidas como uma tempestade multicelular, uma vez que são formadas por várias células convectivas de curta duração. A frente de rajada normalmente é mais intensa do que de tempestades de uma única célula, especialmente na direção do seu movimento frontal. Formam-se principalmente em regiões mais quentes, nas zonas tropicais.[1] Sua ocorrência normalmente está associada a eventos de tempo severo, como chuva intensa, granizo, ventos fortes e até mesmo a formação de tornados. Podem ainda dar origem a um tipo de tempestade, o derecho, caracterizada por fortes ventos que atingem grandes áreas.
(c)py5aal A teoria de frentes polares foi desenvolvida por Jacob Bjerknes, a partir de uma densa rede de locais de observação meteorológica na Escandinávia durante a Primeira Guerra Mundial. Sua teoria propunha que o fluxo interno principal em um ciclone estava concentrado ao longo de duas linhas de convergência, uma a frente e outra posterior à área de baixa pressão. A zona de convergência posterior era referida como linha de instabilidade ou frente fria. Áreas de concentração de nuvens e precipitação pareciam estar predominantes ao longo desta zona de convergência. O conceito de zonas frontais levou ao conceito de massas de ar. A natureza da estrutura tridimensional dos ciclones foi conceitualizada após o desenvolvimento da rede de monitoramento da atmosfera superior ao longo da década de 1940.[2]
inhas de instabilidade são uma série de nuvens cúmulo-nimbus alinhadas que se deslocam uniformemente, com duração de algumas horas até um dia.[3][4] Frequentemente formam-se células convectivas isoladas, entre as quais novos sistemas convectivos surgem até que se complete seu formato característico, ou já surgem em formato de linha quando forçados pela passagem de uma frente. No início de seu ciclo, são bandas estreitas e intensas que posteriormente se tornam mais largas e fracas.[5] Áreas de atividade de trovoadas organizadas normalmente se formam por influência de zonas frontais preexistentes, e estas podem ultrapassar frentes frias, formando-se até 300 km a frente desta, sendo neste caso chamada de linha de instabilidade pré-frontal. Contudo ainda não se sabe exatamente a razão pela qual isso acontece. Uma das teorias sugere que a frente cause a formação de sistemas convectivos que se desfazem e posteriormente voltem a se formar mais a frente.[6] Fortes ventos descendentes podem ocorrer atrás da linha de instabilidade, provocados pelo resfriamento do ar causado pela chuva. O ar que desce rapidamente pode concentrar-se em um jato de entrada traseiro, uma vez que este adentra na nuvem. Os fortes ventos descendentes empurram a linha de instabilidade para frente. Atrás da linha de instabilidade, nuvens estratificadas se espalham, provocando chuva leve.[7]
(c)py5aal Se uma linha de instabilidade se forma sobre regiões áridas, uma tempestade de areia conhecida como haboob pode resultar na formação de fortes ventos que carregam consigo poeira da superfície.[8] Atrás de uma linha de instabilidade madura, uma área de baixa pressão em altitudes médias, mesobaixa, pode se formar [9], o que pode criar um súbito aumento de temperatura por conta da massa de ar descendente que não mais está sendo resfriada pela chuva.[10]
(c)py5aal Linhas de instabilidade tipicamente se curvam devido à formação do sistema de alta pressão em mesoescala que se forma dentro da área de chuva estratiforme atrás da linha inicial. Esta área se forma por conta do forte movimento de ar descendente atrás das zonas de instabilidade, que podem vir em formas de rajadas de vento na superfície.[11] A diferença de pressão entre a zona alta em mesoescala e as pressões menores ao longo da linha de instabilidade causa fortes ventos, que são mais fortes onde a linha é mais curvada. Outro indicativo da formação de tempo severo ao longo da linha de tempestades é seu desenvolvimento até exibir um formato extremamente curvado, em eco. Sua formação pode indicar, além de fortes ventos, a ocorrência de granizo e até mesmo tornados. A cada nó ao longo da linha curvada se forma uma área de baixa pressão em mesoescala, em cada qual pode haver um tornado. Em resposta ao forte fluxo de vento, uma porção da linha se dobra para fora formando um eco em arco. Atrás desta dobra encontra-se a área de alta pressão em mesoescala.[12]
(c)py5aal Um derecho (do espanhol derecho, significando "direito") é uma tempestade convectiva generalizada, de longa duração, com ventos retilíneos e associada a uma banda de tempestades severas se movendo rapidamente, usualmente tomando a forma de um eco em arco. Derechos sopram na direção determinada pelo movimento da tempestade associada, similar às frentes de rajadas, exceto pelo fato de que a velocidade do vento aumenta no interior da tempestade. Registrados tipicamente em climas quentes, derechos ocorrem com mais frequência no verão, e não há diferença de ocorrência entre o dia e a noite.[13]

Principais ventos locais no mundo. Os ventos locais são criados por condicionantes no terreno ou relevo de montanha. (FONTE: 
KVDP)


(c)py5aal O critério tradicional que distingue um derecho de uma tempestade severa são os ventos sustentados de mais de 90 km/h durante a tempestade, com rápido aumento e sua extensão geográfica (de mais de 460 km) em comprimento.[11] Ademais, têm um aparência distinta no radar (eco em arco), várias características únicas como os ventos incidentes em sua parte posterior e o vórtices delineados, e normalmente manifestam duas ou mais rajadas de vento descendentes. Apesar de estas tempestades ocorrerem mais comumente na América do Norte, já foram registradas em outras partes do mundo. Por exemplo, em Bangladesh e porções adjacentes da Índia, um tipo de tempestade conhecida como "Nor'wester" pode ser um derecho progressivo.[13]
(c)py5aal Os ciclones tropicais, ou tufões, podem causar ventos de intensidade muito elevada. Estes ventos são capazes de provocar prejuízos na vida marinha na superfície ou perto da superfície da água, como é o caso dos recifes de coral.[67] Os ciclones extra-tropicais mais severos estão na origem das tempestades de vento europeias que se desenvolvem a partir de ventos no Atlântico Norte.[68] Estas tempestades ocorrem principalmente no outono e no inverno.[69]
(c)py5aal Um Ciclone tropical é uma grande perturbação na atmosfera terrestre. É um sistema formado por grandes tempestades e é caracterizada por ser uma região onde a pressão atmosférica é significativamente menor e a temperatura é ligeiramente maior do que suas vizinhanças. É uma área de baixa pressão atmosférica com uma circulação fechada de ventos e diferencia-se dos ciclones extratropicais por ter um núcleo quente e um centro bastante definido em sistemas mais intensos, conhecido como olho. A grande diferença de pressão atmosférica entre o centro do ciclone e suas vizinhanças, conhecida como força de gradiente de pressão, gera intensos ventos que podem ultrapassar 300 km/h em grandes ciclones. Seu giro característico, no sentido anti-horário no hemisfério norte e horário no hemisfério sul, é inicialmente causado pela força de Coriolis e postergada pela energia liberada pela condensação da umidade atmosférica. Trovoadas e chuvas torrenciais estão frequentemente associados a ciclones tropicais. Formam-se costumeiramente nas regiões trópicas, aos arredores da Linha do Equador, onde constitui uma parte do sistema de circulação atmosférica ao mover calor da região equatorial para as latitudes mais altas. O ciclone tropical é movido pela energia térmica liberada quando ar úmido sobe para camadas mais altas da atmosfera e o vapor de água associado se condensa.
Ciclone tropical é um termo geral para esse fenômeno meteorológico, mas dependendo de sua localização geográfica e de sua intensidade, os ciclones tropicais podem ganhar várias outras denominações, tais como furacão, tufão, tempestade tropical, tempestade ciclônica, depressão tropical ou simplesmente ciclone.[1](
c)py5aal Produzem ventos e chuvas como qualquer outra região onde há significativas taxas de variação da pressão atmosférica. Entretanto, as taxas de variação da pressão atmosférica em ciclones tropicais são em geral muito acentuadas, e associadas à presença de calor e umidade em abundância sobre os oceanos quentes, as chuvas e ventos podem ser particularmente intensos. Os ciclones tropicais também são capazes de gerar ondas fortíssimas e a maré de tempestade, uma elevação do nível do mar também causado pelos ventos intensos quando o sistema se aproxima de uma região costeira. Estes fatores secundários podem ser tão devastadores quanto os ventos e as chuvas fortes. Os ciclones tropicais formam-se a partir de perturbações atmosféricas sobre grandes massas de água quente, onde há alta concentração de calor e umidade que funcionam como seu combustível. No entanto, perdem sua intensidade assim que alcançam regiões costeiras e o continente, pois o calor e a umidade já não estão mais disponíveis. Esta é a razão de as regiões costeiras serem geralmente as áreas mais afetadas pela passagem de um ciclone tropical; regiões afastadas da costa são geralmente poupadas dos ventos mais fortes. Entretanto, as chuvas torrenciais podem causar enchentes severas e as marés de tempestade podem causar imensas inundações costeiras; em algumas ocasiões a água do mar pode chegar a mais de 40 quilômetros da costa. Seus efeitos podem ser devastadores para a população humana, embora possam amenizar estiagens.
(c)py5aal Muitos ciclones tropicais formam-se quando as condições atmosféricas em torno de uma perturbação fraca na atmosfera são favoráveis. Esta é a maneira mais comum para a formação de um sistema, mas existem outros meios menos comuns para a formação de um ciclone tropical: um ciclone extratropical pode estar sobre águas suficientemente quentes e imerso em uma região com alta disponibilidade de calor e umidade, tendo todas as condições para se transformar em um ciclone tropical. Este foi o caso do furacão Catarina em 2004, que atingiu a costa da região sul do Brasil como um ciclone tropical com ventos de até 185 km/h.
(c)py5aal Os ciclones tropicais são os causadores de alguns dos piores desastres naturais do mundo. Em 2008, o ciclone Nargis causou mais de 150 000 fatalidades em Mianmar. O ciclone de Bhola de 1970 causou mais de 300 000 mortes em Bangladesh. Algumas regiões do mundo estão mais propensas a serem atingidas por ciclones tropicais do que outras: o leste da China costuma ser atingida por dez ciclones por ano, enquanto que nas Filipinas este número pode chegar a vinte. Japão, Austrália, Madagascar, os países do Caribe, México e os Estados Unidos também são atingidos por ciclones todo ano, mas em geral esses países estão mais preparados para a eventual chegada de um ciclone tropical: os Estados Unidos, por exemplo, têm uma agência especial para a previsão e monitoramento de ciclones, o Centro Nacional de Furacões. Entretanto, outros países são menos propensos ou nunca recebem em suas costas um ciclone tropical. Os países banhados pelo Mar Arábico e o Golfo de Bengala podem ser afetados por ciclones tropicais de grande intensidade uma vez em cinco anos, enquanto que o Atlântico Sul, onde as águas são demasiadamente frias para suportar ciclones tropicais, a geração desses sistemas têm ficado mais comum.
(c)py5aal Todos os ciclones tropicais são naturalmente áreas de convecção atmosférica, onde o ar quente e úmido sobe para altas camadas da atmosfera, e o ar frio e seco desce novamente para superfície.[3] Esse processo causa a diminuição da pressão atmosférica na superfície. Por isso, ciclones tropicais são considerados áreas de baixa pressão atmosférica.[4] As medições da pressão atmosférica nos centros dos ciclones tropicais estão entre as menores já registradas mundialmente ao nível do mar.[5] Esses sistemas tropicais são um dos fenômenos meteorológicos mais intensos da atmosfera terrestre e são movidos pela liberação de grandes quantidades de calor de condensação, quando o ar úmido é levado para camadas mais altas na atmosfera e sua umidade associada se condensa. A energia térmica disponível através desse processo intensifica a convecção atmosférica.[6] O ciclone tropical funciona como um grande "aspirador", sugando o ar da superfície e expulsando-o em altas altitudes. A diferença de pressão atmosférica entre o centro do ciclone e suas vizinhanças geram a força de gradiente de pressão, que acelera o ar para o centro do sistema tropical,[7] mas a força de Coriolis põe esta massa de ar em movimento em rotação, no sentido horário no hemisfério sul e anti-horário no hemisfério norte.
No centro do ciclone, o ar ascende para altitudes mais altas e se esse fluxo de ar for suficientemente intenso, surge o olho.[9] Naturalmente, o centro do ciclone tropical é mais quente do que suas vizinhanças.[10] Em altas altitudes, surge um anticiclone logo acima do sistema tropical, pois o ar inicialmente "sugado" é expulso na alta troposfera, que se acumula e se movimenta para fora do ciclone e posta em rotação também pela força de Coriolis, quanto mais rápido for o processo de "exaustão", mais intenso o ciclone poderá ficar.[11] Uma vez que a principal fonte de energia de um ciclone tropical é o ar úmido, a sua carência ou ausência pode significar o enfraquecimento ou a dissipação do sistema.[12]
Todo ciclone tropical é composto por uma circulação ciclônica fechada de ventos. A medida de tamanho de um ciclone tropical é determinada pela medição da distância de seu centro de circulação de ventos até a região onde a circulação ciclônica de ventos ainda é fechada, verificada tecnicamente através de sua isóbara fechada mais externa. Se a medida do raio estiver menor do que dois graus de latitude (222 km), então o ciclone é 'muito pequeno' ou 'anão'. Se a medida do raio estiver entre 2 a 3 graus (222 a 333 km), então o ciclone é considerado 'pequeno'. Se a medida do raio estiver entre 3 a 6 graus (333 a 666 km), então o ciclone será considerado um ciclone de 'tamanho normal'. Ciclones tropicais são considerados 'grandes' quando seu raio medir entre 6 a 8 graus (666 km a 888 km). Ciclones tropicais são considerados ‘muito grandes’ quando o seu raio ultrapassa 8 graus (mais de 888 km).[2] Existem ainda outros métodos de determinar o tamanho de um ciclone tropical, como por exemplo a medida do raio de ventos máximos.[13][14](
c)py5aal Os ciclones tropicais formam-se a partir da organização de regiões de convecção atmosférica sobre as águas quentes dos oceanos tropicais.[15] A convecção atmosférica, como em qualquer fluido, é uma forma de distribuição de calor.[3] Sobre águas quentes, o ar é aquecido e torna-se menos denso, tendendo a subir para camadas atmosféricas mais altas, assim como um balão de ar quente. Esse ar também está carregado de umidade e quando essa massa de ar se eleva para camadas atmosféricas mais altas, onde a temperatura é menor, a umidade associada se condensa.[16] A condensação do vapor de água libera calor latente e contribui para o aquecimento da massa de ar em elevação, intensificando ainda mais o processo de convecção e funcionando como uma retroalimentação positiva para o fenômeno. Em outras palavras, a presença de ar úmido funciona como um "combustível" para a manutenção da região de convecção.[6] Como o ar sobe para camadas mais altas da atmosfera em regiões de convecção, a pressão atmosférica tende a diminuir na superfície. Portanto, na região de convecção, a pressão atmosférica é menor do que nas vizinhanças.[4] A diferença de pressão atmosférica entre a região de convecção e as vizinhanças causa o surgimento da força de gradiente de pressão, principal fator da origem dos ventos. A força de gradiente de pressão surge como consequência da tentativa de equilíbrio da pressão atmosférica em diferentes regiões: o vento flui de regiões onde a pressão atmosférica é maior para regiões onde a pressão é menor.[7] Entretanto, essa advecção (movimento horizontal) dos ventos causa o efeito oposto: são transportados para a região de convecção atmosférica mais ar úmido, que alimenta essa região com mais calor, intensificando-a desta maneira.
(c)py5aal Quanto mais ar úmido ingressar na região de convecção, mais intensa ela será.[17] Nas camadas mais altas da troposfera, o ar que previamente era quente e úmido esfria e seca e é expulso da região de convecção. Como o ar frio é mais denso, retorna para as camadas mais baixas da atmosfera, podendo novamente se aquecer e umedecer e fazer parte novamente do processo de convecção.[11]
Entretanto, para que esse processo ocorra, é essencial que não haja diferenças significativas de velocidade horizontal nas diversas camadas da troposfera. Essas diferenças de velocidade são conhecidas como cisalhamento do vento: se os valores do cisalhamento do vento forem significativamente altas, a região de convecção não se sustenta, pois o ciclo do ar onde o ar quente e úmido e quente sobe e o ar frio e seco desce não se completa; é literalmente "cisalhado" pelas diferentes velocidades das camadas horizontais da troposfera.[18] Esse processo de convecção atmosférica, naturalmente barotrópica, ocorre apenas em águas quentes dos oceanos tropicais, onde a temperatura da superfície do mar é superior a 26°C. Nessas condições, há ar úmido suficiente para que a região de convecção se sustente. Por outro lado, não há ar úmido suficiente sobre águas mais frias ou sobre continentes, não tendo, portanto, condições para a sustentação de uma região de convecção.[19]
Em regiões de convecção atmosférica significativa, existe um ponto onde a pressão atmosférica é a menor, indicando seu centro.[4] A pressão atmosférica eleva-se quando se distancia radialmente desse centro.[20] Como os ventos fluem de regiões onde a pressão é maior para regiões onde a pressão é menor, os ventos seguem radialmente para esse centro.[7] Entretanto, as regiões de convecção tropical normalmente têm dimensões maiores do que centenas de quilômetros, podendo chegar a 2 000 km de diâmetro,[2] e o ar em movimento é desviado de sua trajetória radial inicial pela força de Coriolis, uma força fictícia que se manifesta sobre referenciais não-inerciais em rotação. 
(c)py5aal Como a própria Terra completa uma volta em si mesma a cada 24 horas, logo existe a força de Coriolis sobre a superfície terrestre. Tal força é perpendicular ao eixo da Terra e tem maior pronunciação nas regiões polares, onde a superfície também está próxima de ser perpendicular em relação ao eixo da Terra (nos polos sul e norte, a superfície é exatamente perpendicular ao eixo da Terra, ignorando-se o relevo).[8][21]
(c)py5aal A força de Coriolis tem menor pronunciação nas regiões trópicas, onde a probabilidade para a formação de ciclones tropicais é maior. A superfície nessas regiões é praticamente paralela ao eixo da Terra, inibindo os efeitos da força de Coriolis (a superfície é exatamente paralela ao eixo da Terra na Linha do Equador e a força de Coriolis é nula sobre essa linha).[21] A força de Coriolis age como um torque que põe em rotação o vento que se encaminha para o centro da região de convecção. Assim, toda a massa de ar que segue para o seu centro é posta em rotação pela força de Coriolis. Forma-se assim uma região ciclônica de ventos em torno do centro da região de convecção. Porém, uma circulação ciclônica de origem tropical forma-se apenas quando há ar úmido suficiente, ou seja, nas regiões tropicais. Contraditoriamente, são nas regiões trópicas onde a força de Coriolis é menos pronunciada. É por esse motivo que ciclones tropicais não se formam costumeiramente em latitudes menores que 5°, mas também não se formam com regularidade em latitudes maiores que 30°, onde não há ar úmido suficiente para a sua formação e sustentação.[8][22] A força de Coriolis é responsável apenas pelo desvio da trajetória inicial dos ventos na direção radial, para sentido anti-horário no hemisfério norte e para o sentido horário no hemisfério sul, mas não é responsável pela intensificação de um ciclone tropical.[8] A intensificação é causada pelo desenvolvimento do processo cíclico da convecção atmosférica, que depende muito da quantidade de ar úmido disponível.[6] Quando a região de convecção atmosférica está dotada de uma circulação ciclônica de ventos, com ventos máximos sustentados superior a 12,5 m/s, tal região é designada como uma depressão tropical e já pode ser considerada como um ciclone tropical típico.[23]
(c)py5aal A principal característica de um ciclone tropical desenvolvido é a sua coluna de ar ascendente em seu centro, que faz parte do processo de convecção atmosférica. Esta coluna será mais bem estruturada e desenvolvida quanto mais intensa for a convecção atmosférica. Nesta coluna de ar ascendente, o ar quente e úmido sobe em rotação.[24] Quanto mais desenvolvida for esta coluna de ar ascendente, mais ar úmido e quente subirá em rotação, que terá também uma maior velocidade angular.[11] Na superfície, os menores valores de pressão atmosférica são registrados nessa coluna:[25] quanto mais brusca for a variação da pressão atmosférica do centro em comparação com as vizinhanças, maior será a força de gradiente de pressão e maior será o fluxo de ar que fará parte da circulação ciclônica de ventos.[7] Se a massa de ar ingressante tiver umidade em abundância, mais intenso o processo de convecção será.[6]
(c)py5aal Como o ar tem massa e adquire velocidade tangencial quando adentra à circulação a uma certa distância de seu centro, pode-se dizer que tal massa tem momento angular. Basicamente o momento angular dessa massa de ar na circulação ciclônica se conserva (apenas torques externos alteram o momento angular e boa parte desses torques é representada pelos torques de atrito com a própria superfície do oceano). Como a massa de ar se aproxima do centro ciclônico com o passar do tempo (a coluna de ar ascendente funciona como um "aspirador", consequência da força de gradiente de pressão), deve ganhar velocidade tangencial para que o momento angular se conserve. Por isso, os ventos são mais fortes no centro do ciclone do que em seus arredores.[11] Como a massa de ar é úmida, essa umidade também se concentra no centro do ciclone, causando severas tempestades e aguaceiros. Em um determinado instante, os torques de atrito com a superfície do mar, a força de gradiente de pressão, que age como uma força centrípeta, a força de Coriolis, que continua agindo enquanto a massa de ar se aproxima do centro ciclônico e a própria inércia da massa de ar em rotação se equilibram nas imediações do centro. A partir de então, não há outro caminho a não ser a ascendência do ar para as camadas mais altas da troposfera.[6][11]


Diagrama dos fluxos de ar em direção ao centro de um ciclone tropical. A força de Coriolis causa a deflexão dos ventos em direção anti-horário no hemisfério norte (FONTE: O AUTOR, 2004 17h23min de 27 de setembro de 2004)



(c)py5aal Um ciclone tropical age como um "aspirador" gigantesco: uma grande quantidade de ar é sugado da superfície e levado para camadas mais altas da atmosfera. Se o fluxo de ar nessa coluna for suficientemente intensa, surge no centro do ciclone uma região livre de nuvens conhecida como olho. Na superfície, as condições meteorológicas no olho são normalmente calmas, isto é, sem chuvas ou ventos fortes, e é possível ver parte do céu sem nuvens.[9] É no olho que se situam os menores valores de pressão atmosférica: no olho do tufão Tip, no auge de sua intensidade, a pressão atmosférica estava em 870 milibares, a menor pressão atmosférica a nível do mar já registrada na história.[26] O olho é normalmente circular em sua forma e pode variar entre 3 a 370 quilômetros de diâmetro.[27][28] Ciclones tropicais particularmente intensos podem exibir olhos com diâmetro muito pequeno em comparação com o restante da tempestade. Tais olhos são conhecidos como "buracos de alfinete" e indicam que a velocidade do fluxo de ar ascendente é muito grande.[29] O olho "buraco de alfinete" geralmente indica um ciclone tropical de grande intensidade, mas há controversas na descrição de sua mecânica.[30] Porém, o olho ocorre apenas em ciclones tropicais intensos e bem estruturados. Em sistemas menos intensos, a coluna de ar ascendente não está completamente estruturada, permitindo a formação de densas regiões de tempestade em seu centro. Essas pesadas nuvens são conhecidas como centro denso nublado e é uma área onde há intensa atividade de trovoadas e ventos.[31] Em ciclones tropicais fracos, a principal região de atividade meteorológica são os centros densos nublados.[32]
(c)py5aal As condições mais severas de um ciclone tropical são observados em torno do olho, em bandas de tempestade que imediatamente o rodeiam e por isso são conhecidas como a "parede do olho". Basicamente, a parede do olho é uma circunferência de tempestades violentas e é nesta região de um ciclone tropical que são encontrados os ventos mais fortes, onde as tempestades alcançam o pico de intensidade e também onde a precipitação é a maior. Os maiores danos de um ciclone tropical são causados quando a parede do olho atinge a costa litorânea.[9] Em sistemas particularmente intensos, a parede do olho pode exibir uma curvatura vertical característica, que lembra um estádio circular em imagens de satélite de boa resolução. Os meteorologistas referem-se a este fenômeno como efeito estádio.[33] A coluna de ar que ascende logo acima da superfície gira a uma grande velocidade angular. Basicamente, quem mantém o ar em rotação é a grande força de gradiente de pressão no interior de ciclones tropicais, que age como uma força centrípeta: a força de Coriolis apenas causa o impulso inicial para o sistema girar. Entretanto, a velocidade angular do ciclone diminui com altura, mas nenhum torque é exercido sobre a massa de ar em rotação em maiores altitudes, pois está livres dos torques de atrito na superfície. Portanto, o momento angular se conserva e consequentemente o raio do olho deve ser maior conforme a altitude.[11] 
(c)py5aal O olho de um ciclone tropical pode sobreviver durante todo o tempo em que o sistema está intenso. Porém, alguns ciclones tropicais podem sofrer ciclos de substituição da parede do olho. Quando atingem seu pico de intensidade, normalmente apresentam uma parede do olho muito bem desenvolvida. Nestes ciclones, o olho é menor em diâmetro e consequentemente a parede do olho também terá um diâmetro menor. Como o raio de ventos máximos está concentrado na parede do olho, pode ter um diâmetro que varia de 10 a 25 quilômetros em sistemas particularmente intensos. Entretanto, bandas de tempestade mais externas podem se organizar para formar outro anel de tempestades e trovoadas, uma nova parede do olho. Esta nova parede do olho começa a usar a energia disponível inicialmente para a primeira parede do olho: em um determinado instante, toda a energia disponível para o ciclone está sendo dividida para as duas paredes do olho, e em casos mais raros, para três paredes. Portanto, as paredes do olho não podem usufruir da energia total disponível individualmente e a intensidade do ciclone tropical diminui. Normalmente, a parede do olho que circunda imediatamente o olho esmaece e desaparece e a segunda parede do olho passa a usufruir de toda a energia total disponível. Assim, o ciclone pode voltar a ter a sua intensidade inicial ou em alguns casos, o ciclone poderá estar mais intenso após a substituição da parede do olho terminar, pois a energia disponível pode ser maior do que antes do ciclo de substituição.[30][34]


Mapa mundial das trajetórias de todos os ciclones tropicais entre 1985 a 2005. A maior parte da formação de ciclones tropicais ocorre na região noroeste do Oceano Pacífico, mais do que qualquer outra bacia. Por outro lado, no Atlântico Sul praticamente não há atividade tropical. Outras regiões de intensa atividade tropical incluem o Pacífico nordeste, ao largo da costa do México, o centro do Oceano Índico e o Atlântico norte. (FONTE: NOAA)


(c)py5aal Bandas de tempestade são bandas de nuvens que produzem tempestades e trovoadas que acompanham o giro do ciclone, orbitando seu centro, resultado na grande quantidade de ar úmido que adentra a circulação ciclônica. Os ventos fortes e trovoadas ocorrem nessas bandas de tempestade, especialmente se essas estão bem desenvolvidas e circundam completamente o olho. Muitas vezes a circulação fechada dos ventos pode não ser totalmente preenchida por bandas de tempestade, havendo regiões sem chuvas, embora o vento entre as bandas de tempestade não cesse completamente. Tornados freqüentemente ocorrem nas bandas de tempestade de um ciclone tropical.[9] Ciclones tropicais anulares se distinguem de outros ciclones pela disposição de suas bandas de tempestade dentro da circulação ciclônica de ventos: estes apresentam uma maciça banda tempestuosa em torno de seu olho, com um diâmetro muito grande, e não apresentam outras importantes bandas de tempestade.[35] Enquanto todos os ciclones tropicais requerem divergências atmosféricas, ou seja, uma grande facilidade de escoamento do vento nas camadas mais elevadas da troposfera para continuarem a se intensificar, a divergência atmosférica em ciclones tropicais também está em todas as direções a partir de seu centro, permitindo a formação de novas bandas de tempestade quando as condições meteorológicas estão favoráveis. 
(c)py5aal Um ciclone tropical age como um grande "aspirador" na superfície: a partir de seu centro o ar é lançado para camadas mais altas da atmosfera, formando assim a sua coluna de vento vertical ascendente.[11] Em sistemas particularmente intensos, o fluxo de ar impede que nuvens sejam formadas, formando assim o olho. Como o ciclone tropical "suga" o ar na superfície, a pressão atmosférica é significativamente menor no seu centro do que nas vizinhanças. Entretanto, em seu topo o ciclone "expulsa" o ar, formando assim na alta troposfera um anticiclone, ou seja, uma área onde a pressão atmosférica é maior do que nas vizinhanças. A força de Coriolis também causa o seu movimento anticiclônico, embora essa força seja, contraditoriamente, o causador do movimento ciclônico do sistema em baixas altitudes.[11] Na alta troposfera, o ar seco e frio tende a sair do centro do sistema, causado pelo estabelecimento de uma força de gradiente de pressão com sentido radial inverso ao observado na superfície e sensivelmente mais fraca. Consequentemente, o anticiclone acima do ciclone é geralmente menor e tem um movimento circular retrógrado em relação a este.[11] Como característica dos anticiclones, não há a presença de quantidades significativas de umidade,[36] que fora previamente "usado" pelo ciclone. Dependendo da altitude, os ventos associados a um sistema tropical na superfície podem ser extremamente intensos, mas enfraquecem-se conforme a altitude. Em uma determinada altura, a circulação é interrompida e passa, a partir de então, a girar para trás, já livre de umidade. Porém, para que o sistema tropical se mantenha ativo, é necessário que a coluna de ar ascendente se mantenha intacta e diferenças de velocidade entre as camadas atmosféricas, cisalhamento do vento, simplesmente podem quebrá-la, danificando toda a estrutura do ciclone tropical.[37][38]
(c)py5aal O movimento circular retrógrado do anticiclone acima do sistema tropical que gira ciclonicamente também pode ser analisado através de seu momento angular. O ar úmido e quente de superfície que ingressa a circulação ciclônica de ventos adquire um momento angular que basicamente é mantido durante todo o seu trajeto em direção ao centro do sistema. Esse é o principal motivo dos grandes valores de velocidade angular dos ventos em torno do olho em sistemas desenvolvidos, pois, para que o momento angular seja conservado enquanto o raio diminui, a velocidade angular deverá aumentar. Porém, a massa de ar em rotação de fato perde momento angular para torques de atrito com a superfície oceânica. Assim que essa massa de ar começa a ascender para regiões mais altas da troposfera, os torques de atrito perdem importância e a partir de então, o momento angular verdadeiramente é conservado. Quando essa massa de ar perde calor e umidade em altas altitudes, tende-se a afastar do centro do sistema, aumentando assim seu raio. Em um determinado instante, o raio é muito grande para que a velocidade angular seja positiva (em relação à circulação de ventos de superfície). Como esse raio crítico é ainda menor do que o raio original da massa de ar que ingressou à circulação de ventos de superfície, para que alcance o seu raio original, a massa de ar deve adquirir velocidade angular retrógrada, criando assim uma circulação anticiclônica de ventos na alta troposfera.[11]
(c)py5aal Embora os ventos no anticiclone de alta troposfera sejam significativamente mais fracos do que na superfície (podem não passar de 5 m/s), em ciclones em desenvolvimento podem haver regiões com ventos de até 50 m/s. Pesquisas ao longo das últimas décadas revelaram que essas regiões, conhecidas como jatos de fluxo de saída de ar, são essenciais para o desenvolvimento de ciclones tropicais, pois aceleram e facilitam o ciclo de ascendência e descendência do ar em regiões de convecção.[39] Em geral, tais jatos são facilitados pela presença de outros fenômenos meteorológicos aos arredores do ciclone tropical. Quando ciclone está entre um cavado, uma área alongada de baixa pressão atmosférica, e outro anticiclone, ou quando está entre dois anticiclones com sentidos de rotação inversos (por estarem em hemisférios diferentes) ou ainda quando há a presença de um cavado tropical de alta troposfera (conhecidos pela sigla inglesa TUTT), em geral facilitam o escoamento do ar de seu anticiclone de alta troposfera, aumentando significativamente a divergência atmosférica e proporcionando a formação de jatos de fluxo de saída de ar, claramente visíveis em imagens de satélites como uma banda de nuvens assimétrica em relação ao ciclone.[11] Os fluxos de ar na alta troposfera frequentemente estão associados a nuvens tipo cirrus, originadas da umidade restante do ar que ascendeu.[40]Estas nuvens cirrus podem ser os primeiros sinais da aproximação de um ciclone tropical em regiões costeiras, porque podem se afastar a vários quilômetros do centro do ciclone.[41]
Embora os ciclones tropicais sejam sistemas de grande porte, seus movimentos na superfície são controlados por ventos de escalas ainda maiores - os principais fluxos de ventos na atmosfera terrestre. A trajetória de um ciclone tropical com o passar do tempo praticamente depende de forma exclusiva de outros fenômenos meteorológicos em torno do sistema.[42]
(c)py5aal O cisalhamento do vento, ou gradiente de vento, é uma súbita alteração na velocidade e direção do vento ao longo de um período relativamente curto de tempo e de espaço.[73] O cisalhamento do vento pode ser dividido nas componentes vertical e horizontal. O cisalhamento horizontal ocorre nas frentes de ar junto à costa,[74] enquanto que o cisalhamento vertical ocorre perto da superfície,[75] embora também possa ocorrer nas camadas superiores da atmosfera perto das correntes de jato.[76] A ocorrência de cisalhamento é comum perto de microbursts e downbursts provocados por tempestades de trovoada,[77] frentes de ar, áreas de correntes de jato de baixa intensidade, montanhas,[78] edifícios,[79] aerogeradores,[80] e barcos à vela.[81]
(c)py5aal O cisalhamento, tanto vertical como horizontal, tem um impacto significativo durante a aterragem e descolagem de aeronaves e pode provocar a perda súbita de velocidade, o que tem consequências potencialmente desastrosas.[82][77] Para além de também interferir com o movimento do som,[83] o cisalhamento vertical intenso na troposfera pode inibir o desenvolvimento de ciclones tropicais.[84] A erosão pode ser o resultado da movimentação de materiais provocada pelo vento. Existem dois processos principais. Em primeiro, o vento provoca o levantamento de pequenas partículas ou detritos rochosos que são transportados para outra região. Isto é denominado deflação. Em segundo, estas partículas em suspensão podem embater contra objetos sólidos, o que causa erosão através de abrasão. A erosão eólica ocorre geralmente em áreas com pouca ou nenhuma vegetação e, na maior parte dos casos, em áreas onde a pluviosidade é insuficiente para permitir vegetação. Por exemplo, na formação de dunas de areia numa praia ou no deserto.[89]
(c)py5aal As tempestades de poeira afetam as plantações, pessoas, centros urbanos e até mesmo o clima. Existem várias denominações locais para os ventos associados com o transporte de sedimentos e tempestades de areia e de poeira. O vento Calima transporta poeira do deserto do Sara para as ilhas Canárias.[90] O harmatão transporta poeira durante o inverno para o golfo da Guiné.[91] O siroco transporta poeira do norte de África para o sul da Europa devido ao movimento dos ciclones extratropicais ao longo do mar Mediterrâneo.[92] O khamsin é um vento provocado pelos sistemas de tempestade primaveris em movimento na parte oriental do Mediterrâneo, que fazem com que a poeira se desloque através do Egito e da península arábica.[93] O shamal é provocado por frentes frias que levantam poeira para a atmosfera durante vários dias consecutivos e que afetam vários países do golfo pérsico.[94]
Os sedimentos fluviais transportados pelo vento dão origem a depósitos de um sedimento fino denominado loesse.[95] É um inerte homogéneo, geralmente sem estratificação, poroso, friável, muitas vezes calcário, fino, limoso e de tom amarelado.[96] Este sedimento geralmente ocorre na forma de um manto de grande dimensão que cobre áreas de centenas de quilómetros quadrados e dezenas de metros de espessura, frequentemente em encostas verticais ou de grande inclinação.[97] O loesse tende a desenvolver-se em solos ricos. Sob condições climatéricas favoráveis, as áreas de loesse estão entre as mais férteis no mundo para a prática de agricultura.[98] Uma vez que os depósitos de loesse são geologicamente instáveis por natureza e sofrem erosão muito rapidamente, é frequente os agricultores plantarem elementos de resistência à ação do vento, como árvores.[85]
(c)py5aal A dispersão de sementes pelo vento (anemocoria) é uma das principais formas de disseminação de sementes. A dispersão pelo vento pode assumir uma de duas formas básicas: as sementes podem ser transportadas pela brisa ou, em alternativa, podem flutuar suavemente até ao solo.[99] Os exemplos clássicos destes mecanismos de dispersão são o dente-de-leão, que têm um papilho anexo às sementes e pode ser transportado ao longo de grandes distâncias, e o ácer, cujas sementes têm asas e flutuam até ao solo. Uma das desvantagens da dispersão pelo vento é que exige uma produção de sementes abundante para maximizar a probabilidade de uma semente aterrar num local adequado à germinação. Este mecanismo de dispersão apresenta também algumas desvantagens evolutivas. Por exemplo, as asteraceae em ilhas tendem a apresentar menor capacidade de dispersão (maior massa da semente e menor papilho) em relação à mesma espécie no continente.[100] O uso do vento como mecanismo de dispersão é comum entre muitas espécies daninhas ou ruderais. A anemofilia é um processo similar à anemocoria, com a diferença de ser o pólen a ser disperso pelo vento. Uma grande quantidade de famílias de plantas são dispersas desta forma, que é preferida quando os indivíduos das espécies de plantas dominantes se encontram concentrados em pouco espaço.[101]
(c)py5aal O vento também limita o crescimento das árvores. Em regiões costeiras e montanhas isoladas, a linha de árvores encontra-se muitas vezes a uma altitude muito inferior do que em sistemas montanhosos complexos, devido à maior exposição aos ventos fortes. Os ventos de altitude erodem o solo pouco espesso e causam estragos nos ramos e galhos das árvores.[102] O vento forte pode ainda derrubar ou arrancar árvores do solo, fenômeno que ocorre com maior frequência no lado da montanha exposto aos ventos ascendentes e em árvores de maior idade.[103] As variedades costeiras de algumas plantas, como a Picea sitchensis ou uva-da-praia, são podadas naturalmente pelo vento e salitre na linha de costa.[104][105] O vento pode também provocar danos nas plantas através da abrasão de areias. Os ventos fortes transportam pequenos detritos minerais que arremessam pelo ar a velocidade entre os 40 e os 65 km/h. Estas areias causam rompem as células das plantas, tornando-as vulneráveis à evaporação e à seca. As plantas respondem a esta abrasão transferindo a energia necessária ao crescimento do caule e das raízes para a reparação dos danos, voltando ao ritmo de crescimento normal ao fim de algumas semanas.[106] As aves tiram partido das condições do vento de modo a voar ou planar.[88] A migração de aves inicia-se com vários grupos de aves dispersos ao longo de uma frente de grande dimensão que depois se vai estreitando em uma ou mais rotas. Os percursos das rotas migratórias seguem muitas vezes cadeias montanhosas ou linhas de costa, por vezes rios, e podem tirar partido das correntes de ar ascendentes ou de outros padrões de vento. Geralmente a rota é diferente consoante o sentido migratório.[107] No entanto, o vento forte pode também empurrar as aves para fora de rota e provocar a queda em massa de aves migratórias que por vezes é observada em regiões costeiras.[108] Os insetos migratórios também beneficiam ou estão adaptados a determinados regimes de ventos, o que lhes permite percorrer grandes distâncias impossíveis de percorrer apenas com a sua força. Entre os insetos migratórios que beneficiam do vento estão as cigarras, gafanhotos e as abelhas africanizadas.[109] Geralmente, a migração tem um destino fixo, o que requer navegação e orientação precisas e correções constantes em relação aos ventos cruzados. Muitos insetos migratórios conseguem sentir a velocidade e direção do vento, fazendo as correções necessárias.[110]
(c)py5aal O gado bovino e ovino é suscetível ao resfriamento pelo vento, um fenômeno causado por uma conjugação de vento superior a 40 km/h e baixas temperaturas, que torna a proteção dos pelos e da lã ineficaz.[111] Embora os pinguins possuam uma camada de gordura e penas que os protege do frio da água e do ar, as barbatanas e pés apresentam menor imunidade. Na Antártida, os pinguins-imperador agrupam-se entre si para sobreviver ao vento gelado, alternando continuamente os membros no exterior do grupo. Este comportamento permite diminuir a perda de calor em 50%.[112] Durante o inverno, as picas constroem uma vedação de seixos para impedir que as plantas e ervas armazenadas sejam levadas pelo vento.[113] As antenas das baratas são extremamente sensíveis ao vento, o que as ajuda a antecipar ataques de potenciais predadores, como os sapos.[114] Os alces têm um sentido apurado de olfato capaz de detetar potenciais predadores a favor do vento até uma distância de 800 metros.[115] Um aumento da velocidade do vento acima de 15 km/h avisa as gaivotas-hiperbóreas para aumentar a forragem e ataques aéreos às urias.[116]
(c)py5aal A deslocação de ar através de aerogeradores ou velas tem o potencial de produzir energia mecânica significativa. Em moinhos ou no impulso de velas de navegação, esta energia mecânica é aproveitada diretamente. Mas o uso atual mais comum é na ativação de aerogeradores que transformam a energia mecânica em energia elétrica. A energia do vento é uma alternativa aos combustíveis fósseis, de elevada disponibilidade, renovável, limpa, com reduzida ocupação do solo e cuja produção não emite gases de efeito de estufa.[117] Um parque eólico é constituído por um ou mais aerogeradores ligados à rede elétrica. Esta fonte de energia é pouco dispendiosa e, por vezes, com menores custos em relação às centrais de carvão ou gás natural.[118][119] Embora o vento offshore seja mais forte e estável do que em terra e os parques eólicos marítimos tenham menor impacto visual, os custos de manutenção são significativamente maiores.[120]


Componentes de uma turbina eólica: 1-Fundação, 2-Conector à rede elétrica, 3-Torre, 4-Escada,
5-Controle de orientação (Yaw control), 6-Nacelle, 7-Gerador, 8-Anemômetro, 9-Freio elétrico ou mecânico, 10-Caixa de velocidades, 11-Lâmina, 12-Controle de orientação (pitch control), 13-Roda. (FONTE: O AUTOR 2004)

(c)py5aal O Brasil possui grande potencial em energia eólica. Segundo Atlas do Potencial Eólico Brasileiro, publicado pelo Centro de Pesquisas de Energia Elétrica da Eletrobras, o território brasileiro tem capacidade para gerar até 300 gigawatts, mas atualmente a capacidade instalada é de 8.12 GW, o que representa menos de 3% do potencial.[41] Por outro lado, o potencial eólico brasileiro é mais de todo o potencial elétrico instalado no país atualmente, o que representa 5,8% da matriz nacional abastecendo 6 milhões de residências. A maior fonte de eletricidade do Brasil são as usinas hidrelétricas. Um estudo indica que o país poderia substituir a energia térmica pela energia eólica. Isso porque as usinas termoelétricas só são acionadas durante os períodos de seca, quando os rios ficam mais baixos e as hidrelétricas são insuficientes para produzir toda a energia consumida. Porém, é justamente nesse período que o regime de ventos no Nordeste é mais intenso.
(c)py5aal O maior centro de geração de energia eólica do país (2014) é o complexo eólico Alto Sertão I, situado na Bahia, com capacidade de gerar até 300MW [44], seguido do Parque eólico de Osório, localizado no Rio Grande do Sul, com a capacidade de gerar até 150 MW e ainda tem o Parque Eólico Cerro Chato com capacidade de gerar 91 MW localizado em Santana do Livramento - RS.
A previsão é que a participação da fonte de energia eólica na matriz energética brasileira continua crescendo, como vem acontecendo no resto do mundo, apresentando taxas de crescimento médias de potência instalada superiores a 20%.
(c)py5aal O potencial da energia eólica no Brasil é mais intenso de junho a dezembro, coincidindo com os meses de menor intensidade de chuvas. Isso coloca o vento como uma potencial fonte suplementar de energia gerada por hidrelétricas. Em 2009, 10 projetos estavam em construção, com uma capacidade de 256 MW, e em 2010, 45 iniciaram sua construção para gerar 2.139 MW, em vários estados. A empresa estadunidense General Electric tem uma indústria no Brasil, na cidade de Campinas, e uma parceria com a Tecsis em Sorocaba, para atender a demanda dos novos projetos.
(c)py5aal Em 14 de dezembro de 2009, cerca de 1.800 megawatts (MW) foram contratados com 71 usinas de energia eólica programados para serem entregues a partir do 1 de julho de 2012. Ao focalizar internamente na geração de energia eólica, o Brasil é parte de um movimento internacional para tornar a energia eólica uma fonte primária de energia. Na verdade, a energia eólica tem tido a maior taxa de expansão de todas as fontes renováveis de energia disponíveis, com um crescimento médio de 27% por ano desde 1990, segundo o Global Wind Energy Council (GWEC). Até 2014 deve ser atingido uma capacidade instalada de 7.000 megawatts (MW).
(c)py5aal A energia eólica é bastante consistente de ano para ano, embora se verifiquem variações significativas ao longo de curtos intervalos de tempo, o que faz com que seja usada em conjunto com outras fontes de energia elétrica.[121] À data de 2015, cerca de 83 países em todo o mundo usavam a energia eólica para fornecimento da rede elétrica.[122] Em dezembro de 2014, o total de capacidade de energia eólica instalada foi de 369 553 MW.[123] A produção de energia eólica encontra-se em rápido crescimento e corresponde atualmente a 4% de todo o consumo de eletricidade no mundo.[124]


Gerador eólico escala reduzida Instituto Politécnico do Paraná - CEEP 2011 Professor Angelo Leithold e Orientandos. (FONTE: O AUTOR 2011)



As velas são aerofólios que aproveitam a corrente de ar fornecida pelo vento e o movimento da embarcação.[125][126][127] Para tirar partido do vento para gerar força, as velas funcionam de dois modos: um modo de empurrar e um modo de puxar. No modo de puxar, quando o barco está a favor do vento a força do cento simplesmente empurra a vela. A força em ação é fundamentalmente a resistência aerodinâmica.[128] No modo de puxar, quando o barco está contra o vento, o ar que sopra de lado é redirecionado em direção à popa. De acordo com a terceira lei de Newton, o ar sofre aceleração e a vela é impulsionada por uma força na direção oposta. Esta força provoca uma diferença de pressão entre os dois lados da vela, existindo uma região de baixa pressão na parte da frente da vela e uma região de alta pressão na parte de trás.[129]
(c)py5aal Apesar de existirem vários tipos de veleiros, todos têm várias características em comum, como o casco, aparelho e mastro, o qual sustenta as velas que tiram partido da força do vento para impulsionar a embarcação.[130] As viagens oceânicas a vela podem levar vários meses.[131] Os perigos mais comuns na navegação marítima à vela são ficar parado devido à falta de vento[132] ou ser desviado da rota devido a tempestades ou ventos que não permitem ao barco avançar na direção desejada.[133] Uma tempestade violenta pode provocar um naufrágio e a perda de vidas.[134]
(c)py5aal Em aeronaves aerodinâmicas que tiram partido do ar, o vento afeta a velocidade em terra.[135] Em aeronaves mais leves que o ar, o vento pode ter um papel significativo na sua deslocação ou rota no solo.[136] A velocidade do vento de superfície é geralmente o principal fator que determina as operações de voo em aeroportos. As pistas dos aeródromos são projetadas tendo em conta as direções de vento comuns na área onde se situam. Embora em determinadas circunstâncias possa ser necessário descolar com vento de cauda, geralmente o vento de proa é mais favorável. O vento de cauda aumenta a distância de descolagem necessária e diminui o gradiente de subida.[137] O vento é um dos principais elementos dos sistemas meteorológicos. O vento obtém energia na diferença de temperatura da atmosfera que, por sua vez, depende da insolação solar. No entanto, a superfície e a forma dos continentes da Terra são irregulares e a insolação depende não só da estação do ano mas também da presença ou não de nuvens. Assim, a previsão meteorológica do vento depende da interação de múltiplos fatores em cadeia – efeito dominó – como a relação com outros ventos, as diferenças de temperatura entre duas zonas geográficas ou entre duas camadas da atmosfera, da rotação da Terra, da gravidade, das condicionantes do relevo, etc. Por exemplo, um ciclone tropical que se forme no Atlântico pode deslocar-se para o golfo do México e dissipar-se na região dos Grandes Lagos da América do Norte, afetando todos os ventos locais na sua trajetória. A origem deste ciclone pode dever-se a um desiquilíbrio gerado por um cavado de altitude proveniente do deserto do Sara que se deslocou para o Atlântico devido ao anticiclone dos Açores. A previsão do vento a vários dias é possível graças à resolução de equações primitivas atmosféricas das forças presentes levando em conta todos os fatores.[138]
(c)py5aal A direção do vento é geralmente expressa de acordo com a direção em que o vento tem origem. Por exemplo, o vento de nortada sopra do norte para sul.[139] Os cata-ventos giram sobre si próprios para indicar a direção do vento.[140] As mangas de vento, usadas principalmente em aeroportos, não só indicam a direção como também podem ser usadas para estimar a velocidade do vento de acordo com o ângulo da manga.[141] A velocidade do vento é medida com anemômetros, sendo os mais comuns os de copo e de hélice. Quando são necessárias medições de maior precisão, como em investigação científica, o vento pode ser medido pela velocidade de propagação de sinais ultrassônicos ou pelo efeito da ventilação na resistência de um arame aquecido.[142] Um outro tipo de anemômetro usa tubos de Pitot que tiram partido do diferencial de pressão entre um tubo interior e outro exterior expostos aos vento. A pressão dinâmica assim obtida é depois usada para calcular a velocidade do vento.[143]
Na generalidade do mundo, a medição da velocidade média do vento é feita a uma altura de 10 metros e são registados os valores a cada intervalo de 10 minutos. Nos registos dos Estados Unidos, o intervalo médio para ciclones tropicais é de 1 minuto,[144] e de 2 minutos para as restantes observações meteorológicas.[145] Na Índia, os relatórios da velocidade sustentada do vento têm por base um intervalo de três minutos.[146] Conhecer e especificar o intervalo de tempo é fundamental, uma vez que a velocidade sustentada do vento a um minuto é geralmente 14% maior do que a dez minutos.[147]
Na observação dos ventos a alturas elevadas são usadas radiossondas, que permitem determinar a velocidade através do rastreio da sonda por GPS, navegação rádio ou radar.[148] Em alternativa, é também possível registar o movimento do balão meteorológico que sustenta a sonda a partir do solo usando teodolitos.[149] Entre as técnicas de deteção remota para a observação do vento estão o SODAR, lidares Doppler e radares, os quais permitem medir o efeito Doppler da radiação eletromagnética dispersa ou refletida nas partículas ou moléculas da atmosfera. Os radares permitem também medir a intensidade da agitação oceânica a partir de aviões, que pode ser usada para estimar a velocidade do vento.[150]
(c)py5aal A rajada de vento mais intensa de que há registo ocorreu na ilha de Barrow na costa australiana, tendo atingido os 408 km/h durante o ciclone tropical Olivia em 10 de abril de 1996. O recorde anterior, de 372 km/h, tinha sido registado no Monte Washington (Nova Hampshire) em 12 de abril de 1934.[151]
(c)py5aal Os mapas meteorológicos de superfície geralmente representam a direção e velocidade do vento através de setas de vento. Nestes símbolos, a velocidade é indicada através de linhas ou triângulos na extremidade da seta:
Cada meia linha representa 5 nós (9,3 km/h) de vento.
Cada linha completa representa 10 nós (19 km/h) de vento.
Cada triângulo preenchido representa 50 nós (93 km/h) de vento.[152]
(c)py5aal A direção das setas é representada de acordo com a direção do vento. Por exemplo, um vento que sopre de nordeste será representado com uma linha que se prolonga do círculo em direção a nordeste. Na extremidade nordeste desta linha encontram-se as linhas ou triângulos.[153] A representação das setas de vento num mapa permite determinar isotacas – linhas de igual velocidade do vento. As isotacas são especialmente úteis no diagnóstico da localização das correntes de jato nos mapas de pressão atmosférica, e situam-se geralmente acima dos 300 hPa.[154]
As rosas dos ventos são ferramentas gráficas usadas pelos meteorologistas para representar de forma sucinta como é que a velocidade e direção do vento são geralmente distribuídas numa determinada localização. Representada sobre um sistema de coordenadas polares, uma rosa dos ventos mostra quão frequentes são os ventos que sopram de uma direção em particular. O comprimento de cada eixo à volta do círculo é proporcional à frequência com que o vento sopra de determinada direção ao longo de determinado intervalo de tempo. Cada círculo concêntrico representa uma frequência, desde o zero no centro e aumentando na direção dos círculos exteriores. As rosas dos ventos podem representar ainda outros dados; por exemplo, cada eixo pode ter atribuído um código de cores de acordo com o intervalo da direção do cento. As rosas dos ventos geralmente usam 8 ou 16 pontos cardeais, embora algumas possam apresentar 32 subdivisões.[155]
(c)py5aal Foi o vento que permitiu a realização das grandes viagens de exploração da Era dos Descobrimentos a partir do século XV. Um dos mais significativos avanços tecnológicos da época foi a introdução da caravela pelos portugueses em meados do século XV, uma embarcação pequena mas capaz de navegar na direção do vento de forma mais eficaz do que qualquer outro barco na Europa na época.[170] A importância dos ventos alísios para a navegação em ambos os hemisférios era já conhecida pelos navegadores portugueses do século XVI.[171] As embarcações da carreira da Índia com passagem pelo cabo da Boa Esperança deslocavam-se pelo Atlântico em direção ao Brasil, tirando partido dos alísios que sopram de nordeste. Perto dos 30° de latitude sul, os pilotos alteravam a rota em direção a este tirando partido dos ventos de oeste. Na viagem de regresso, a navegação era feita ao largo da costa de África, a favor do vento, tirando partido dos alísios que sopram de sudeste. Na passagem pela Guiné, navegavam ao largo até aos Açores para contornar os ventos de nordeste e facilitar o regresso a Portugal. Esta técnica de navegação veio a ficar conhecida por volta do mar largo.[172]
No Pacífico, a circulação de vento só foi conhecida pelos europeus a partir da viagem de Andrés de Urdaneta em 1565.[173] Durante a época de ouro da navegação à vela, o padrão de ventos constantes fazia com que determinados pontos do globo fossem de fácil ou difícil acesso, o que teve um impacto significativo na construção dos impérios europeus e, por sua vez, na geografia política moderna. Por exemplo, os galeões de Manila não eram capazes de navegar contra o vento.[173] A partir do século XVI, a rota clipper estabelecia a ligação mais rápida entre a Europa, o Extremo Oriente, Austrália e Nova Zelândia. Os clippers percorriam o planeta de ocidente para oriente ao longo do oceano austral de modo a tirar partido dos ventos fortes nos Roaring Forties, por volta do paralelo 40. A idade de ouro da navegação à vela terminou em meados do século XIX com o aparecimento dos navios a vapor.[174] Os ventos de forte intensidade podem provocar estragos de natureza variável. Embora pouco frequentes, as rajadas de elevada intensidade podem fazer com que as pontes suspensas balancem e, caso a frequência do vento seja idêntica à do balanço, podem fazer com que a ponte seja destruída, como aconteceu na Ponte de Tacoma Narrows em 1940.[188] Até mesmo velocidades como 43 km/h podem provocar cortes no fornecimento de energia devido à ação dos ramos nas linhas de alta tensão.[189]
Embora não seja possível garantir que determinada espécie de árvore é capaz de resistir a ventos ciclónicos, quanto mais profundas são as raízes, mais resistente é a árvore ao arranque e quanto menos profundas mais frágil é a planta à ação do vento, como é o caso do eucalipto ou abacateiro.[190] Os ventos de força ciclónica podem provocar estragos substanciais em habitações móveis, danos estruturais em fundações, partir janelas e até mesmo remover parte da pintura de automóveis.[191] Os ventos de velocidade superior a 250 km/h podem provocar a destruição total de habitações e danos significativos em edifícios de grandes dimensões, enquanto que os de velocidade superior a 324 km/h podem causar a destruição total de estruturas feitas pelo Homem. A escala de furacões de Saffir-Simpson e a Escala Fujita melhorada foram criadas para ajudar a estimar a velocidade do vento a partir dos estragos causados por ventos fortes relacionados com os ciclones e tornados tropicais e vice-versa.[192][193]
O vento tem também influência nos incêndios florestais. Durante o dia, a menor humidade, a maior temperatura e a maior velocidade do vento fazem com que a madeira arda a maior velocidade.[194] A radiação solar aquece o solo, criando correntes de ar em direção ao topo da montanha. Quando anoitece e o solo arrefece, as correntes mudam de sentido em direção ao sopé. Os incêndios são condicionados por estes ventos e muitas vezes deslocam-se acompanhando as corresntes de ar pelas montanhas e pelos vales.[195]

REFERÊNCIAS

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O trabalho Ventos 2004 de Professor Angelo Antonio Leithold está licenciado com uma Licença Creative Commons - Atribuição-NãoComercial-SemDerivações 4.0 Internacional. Baseado no trabalho disponível em https://sites.google.com/site/amaspy5aal/AMAS/eletrizacao-da-alta-atmosfera-py5aal. Podem estar disponíveis autorizações adicionais às concedidas no âmbito desta licença em https://sites.google .com/site 
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