MO Cap. II — Circulação do Ar e Ventos

1. Circulação do Ar e Ventos

Este capítulo examina como o ar se move na atmosfera: as condições de estabilidade e instabilidade, a circulação ao redor dos centros de alta e de baixa pressão, os cavados e cristas, as áreas de convergência e divergência, as brisas marítima e terrestre, a direção e a intensidade dos ventos e, por fim, a circulação geral da atmosfera. O capítulo anterior mostrou os elementos meteorológicos; aqui eles entram em movimento, traduzidos no parâmetro que mais interessa ao navegante — o vento.

Fonte: LOBO, Paulo Roberto Valgas. Meteorologia e Oceanografia — Usuário Navegante. Vol. I. 4. ed. rev. atual. ampl. Petrópolis: Vozes, 2019. Cap. II — Circulação do ar e ventos.

Edital: Anexo 2-A, Área V (Meteorologia e Oceanografia), itens 11 (Ventos: 11.1 representação intensidade/direção; 11.2 forças que influenciam; 11.3 circulação geral da atmosfera; 11.4 sistemas de brisa) e 17 (Circulação do ar: 17.1 ar estável/instável; 17.2 baixas/altas pressões — centros, cavados/cristas, convergência/divergência; 17.3 brisas; 17.4 ventos; 17.5 circulação geral) · Anexo 2-B, Área V, item 3 (Lobo/Soares — escopo definido pelo 2-A).

O fio condutor é a busca permanente do equilíbrio térmico do planeta. O aquecimento desigual da superfície gera gradientes de temperatura e de pressão; esses gradientes põem o ar em movimento, na escala da brisa local até a circulação planetária dos ventos alísios. Compreender o sentido dessas circulações nos dois hemisférios é a chave para interpretar a carta sinótica e antecipar o estado do tempo e do mar.

2. Ar estável e ar instável

O movimento vertical espontâneo do ar é um dos principais parâmetros na evolução do tempo. Quando há estabilidade atmosférica, a tendência é a permanência do quadro presente, com bom tempo; quando há instabilidade, surgem as condições para movimentos ascendentes e descendentes do ar, com mau tempo.

2.1 Circulação direta

Na atmosfera, a tendência natural é o ar mais denso (mais frio) posicionar-se abaixo do ar menos denso (mais quente). Esse movimento espontâneo — o ar quente sobe e o ar frio desce — chama-se circulação direta. A estabilidade é exatamente a situação que não apresenta condições favoráveis à circulação direta: as camadas de ar dos baixos níveis não trocam de posição com as de cima, porque nada altera a densidade do ar.

Fig. II-1 Circulação direta — o ar quente (menos denso) sobe e o ar frio (mais denso) desce.

2.2 Instabilidade atmosférica

A instabilidade caracteriza-se pela presença de condições propícias à circulação direta. Sempre que numa área com ar instável se observa movimento ascendente, numa região próxima ocorre movimento descendente (subsidência). Esses movimentos verticais estão associados a movimentos horizontais: convergência nos baixos níveis e divergência nos níveis superiores.

Fatores que favorecem a instabilidade (e a convecção):

gradiente horizontal de temperatura;
gradiente horizontal de pressão;
convergência em baixos níveis;
divergência em altos níveis;
aquecimento da superfície, que eleva a temperatura do ar inferior;
advecção de ar mais quente em baixos níveis ou de ar mais frio em altos níveis.

O parâmetro decisivo é a diferença entre a temperatura da superfície (solo ou TSM) e a do ar. Se a superfície aquece e eleva a temperatura do ar em baixos níveis, o ar menos denso sobe e desencadeia a circulação direta. A situação inversa, em que não há essa circulação espontânea, chama-se inversão térmica — fato que pode resultar em maior poluição atmosférica.

Na carta sinótica, a linha de instabilidade sinaliza essa circulação direta. Onde ela aparece, o navegante encontrará mau tempo, com possibilidade de intensas precipitações e fortes ventos vindos das atividades convectivas.

3. Circulações nas baixas e nas altas pressões

3.1 Centros de baixa pressão (ciclones)

O centro de baixa pressão é a área onde ocorre uma depressão barométrica, delimitada por isóbaras quase circulares cujas pressões decrescem da periferia para o centro. Também é chamado de ciclone. Como o comportamento da atmosfera difere da região tropical para as latitudes médias, distinguem-se dois tipos: os ciclones extratropicais e os tropicais.

A circulação do ar numa baixa à superfície é convergente em ambos os hemisférios, e o seu sentido é horário no HS e anti-horário no HN. Essa convergência horizontal está associada a movimento vertical ascendente do ar — daí a baixa pressão ser ligada ao mau tempo.

Fig. II-2a Circulação ciclônica — componente para dentro, anti-horário no HN.

Fig. II-3 Centro de baixa pressão (HN) — circulação ciclônica anti-horária; pressão cai 1024→1012 hPa da periferia ao centro.

Fig. II-4 Centro de baixa pressão (HS) — circulação ciclônica horária.

3.2 Centros de alta pressão (anticiclones)

O centro de alta pressão é a área onde ocorre uma elevação barométrica, delimitada por isóbaras quase circulares cujas pressões aumentam da periferia para o centro. Também é chamado de anticiclone.

A circulação do ar numa alta à superfície é divergente em ambos os hemisférios, e o seu sentido é anti-horário no HS e horário no HN — oposto ao da baixa. Essa divergência horizontal está associada a movimento vertical descendente (subsidência), que inibe a nebulosidade e traz bom tempo.

Fig. II-6a Circulação anticiclônica — componente para fora, horário no HN.

Fig. II-7 Centro de alta pressão (HN) — circulação anticiclônica horária; pressão sobe 1012→1024 hPa da periferia ao centro.

Fig. II-8 Centro de alta pressão (HS) — circulação anticiclônica anti-horária.

Sentido e movimento do ar nos centros de pressão à superfície.
Centro	Sentido no HS	Sentido no HN	Horizontal	Vertical
Baixa (ciclone)	Horário	Anti-horário	Convergente	Ascendente (mau tempo)
Alta (anticiclone)	Anti-horário	Horário	Divergente	Descendente (bom tempo)

Quando os sistemas de pressão se deslocam, muda o estado do tempo: ao se afastar um anticiclone e se aproximar um ciclone, as condições mudam radicalmente. Por isso o navegante deve observar, na carta sinótica, o posicionamento dos centros de alta e baixa e acompanhar os seus deslocamentos pelos boletins meteorológicos.

Regra prática de identificação (de costas para o vento): colocando-se de costas para o vento, o navegante tem o centro de alta pressão à sua esquerda no HS e à direita no HN; e o centro de baixa à sua direita no HS e à esquerda no HN.

Lobo/Soares, item 2.2 (regra prática, Fonte: Barros, 1991).

Fig. II-10 Identificação da circulação do ar — de costas para o vento, alta à esquerda no HS e à direita no HN.

3.3 Cavados e cristas

A circulação representada na carta sinótica é horizontal. O navegante, habituado a cristas e cavados das ondas no plano vertical, precisa estar atento: na carta de pressão, cavado e crista são feições da circulação do ar no plano horizontal.

O cavado é o alongamento das isóbaras de um centro de baixa pressão numa direção (o eixo do cavado). A protuberância é mais pronunciada conforme as isóbaras se afastam do centro de baixa para a periferia. Cavado bem acentuado indica circulação de ar frio para regiões mais quentes e, normalmente, a ocorrência de frente fria.

A crista é o alongamento das isóbaras de um centro de alta pressão numa direção (o eixo da crista). Crista bem pronunciada indica circulação de ar quente para regiões mais frias.

Orientação dos eixos (regra de memorização):

o eixo da crista aponta sempre para as altas latitudes (os polos), em ambos os hemisférios;
o eixo do cavado aponta sempre para as baixas latitudes (o equador), em ambos os hemisférios.

Fig. II-11 Eixo da crista (HN) — orienta-se para as altas latitudes (Polo Norte).

Fig. II-12 Eixo da crista (HS) — aponta para o Polo Sul.

Fig. II-13 Eixo do cavado (HN) — orienta-se para as baixas latitudes (Equador).

Fig. II-14a Eixo do cavado (HS) — aponta também para o Equador.

3.4 Convergência e divergência

A interação da circulação horizontal com o movimento vertical do ar resulta em convergência ou divergência. A regra fundamental liga os dois planos:

Acoplamento horizontal–vertical do ar:

convergência à superfície → movimento ascendente e divergência em altos níveis (ciclone);
divergência à superfície → movimento descendente (subsidência) e convergência em altos níveis (anticiclone).

Fig. II-15 Convergência e divergência do ar à superfície — ar que desce diverge; ar que converge ascende.

Fig. II-16 Circulação do ar num anticiclone — converge em altos níveis, subsidência, diverge à superfície.

Fig. II-17 Circulação do ar num ciclone — converge à superfície, ascensão, diverge em altos níveis.

A convergência e a divergência também se relacionam com a aceleração do escoamento horizontal: a convergência pode estar associada à redução da velocidade do ar a jusante, e a divergência, ao aumento dessa velocidade. Assim, sempre que ocorre convergência ou divergência, há interação das circulações horizontal e vertical.

Nos altos níveis, o vento gradiente acelera nas cristas e desacelera nos cavados, induzindo convergência avante das cristas e divergência avante dos cavados. Nos baixos níveis o quadro se inverte: o vento acelera nos cavados e desacelera nas cristas, induzindo divergência avante das cristas e convergência avante dos cavados. Nessas figuras, P1 e P2 são isóbaras, com P1 maior que P2.

Fig. II-18 Convergência e divergência no escoamento do ar — aceleração a jusante causa divergência; desaceleração, convergência.

Fig. II-19 Convergência/divergência em altos níveis — convergência avante das cristas e divergência avante dos cavados (P1>P2).

Fig. II-20 Convergência/divergência em baixos níveis — divergência avante das cristas e convergência avante dos cavados (P1>P2).

4. Brisas

As brisas marítima e terrestre são um dos processos mais conhecidos dos navegantes. São circulações de mesoescala decorrentes da circulação direta, geradas pelo contraste térmico entre o continente e o mar. A chave de todo o fenômeno é que a TSM praticamente não varia entre o dia e a noite, enquanto a temperatura da superfície do continente varia muito.

4.1 Brisa marítima (da tarde)

Durante o dia, a superfície do continente aquece e desencadeia a circulação direta, com ascensão do ar sobre o continente e queda da pressão na área costeira. Como a TSM não se altera, surge um gradiente horizontal de pressão: baixa pressão sobre o continente e alta pressão sobre o mar. O vento resultante, em baixos níveis, sopra do mar para o continente — a brisa marítima, observada à tarde e no início da noite. O navegante deve ter atenção especial a ela ao demandar o canal de acesso de um porto no período da tarde.

Fig. II-22 Brisa da tarde (marítima) — aquecimento do continente: ascensão sobre o continente, subsidência sobre o mar.

Fig. II-24 Brisa marítima — circulação do mar (mais frio) para o continente (mais quente), à tarde e início da noite.

4.2 Brisa terrestre (da madrugada)

Pela madrugada e durante a manhã, o resfriamento noturno deixa a superfície do continente mais fria que o mar. O gradiente de pressão se inverte: subsidência e pressão mais alta sobre o continente, ascensão e pressão mais baixa sobre o mar. O vento resultante sopra do continente para o mar — a brisa terrestre (terral).

Fig. II-21 Brisa da madrugada (terrestre) — resfriamento do continente: subsidência sobre o continente, ascensão sobre o mar.

Fig. II-23 Brisa terrestre — circulação do continente (mais frio) para o mar (mais quente), madrugada e manhã.

Brisa marítima × brisa terrestre.
Aspecto	Brisa marítima	Brisa terrestre
Período	Tarde e início da noite	Madrugada e manhã
Sentido do vento	Do mar para o continente	Do continente para o mar
Continente	Aquecido (baixa pressão)	Resfriado (alta pressão)
Mais intensa em	Latitudes baixas; verão	Latitudes médias e altas; inverno

5. Ventos

O vento é o deslocamento natural do ar em sua circulação livre na atmosfera. Trata-se de um vetor, definido por uma intensidade (velocidade) e uma direção. Há um ponto de atenção fundamental para o navegante: a direção do vento é a direção de onde o vento vem — ao contrário do rumo da embarcação, que é a direção para onde ela vai.

5.1 Ventos teóricos: geostrófico, gradiente e de superfície

Para entender o vento real (o de superfície), define-se primeiro alguns ventos teóricos, conforme as forças consideradas. No equilíbrio hidrostático, a força do gradiente vertical de pressão equilibra-se com a gravidade.

Os três ventos e as forças envolvidas:

Vento geostrófico — horizontal, sem aceleração, ao longo de caminho reto, acima da camada de atrito; resulta do balanço entre a força do gradiente horizontal de pressão e a força de Coriolis. É um vento de larga escala;
Vento gradiente — também de larga escala, sopra paralelo às isóbaras, mas em caminho curvo; interação de três forças: gradiente de pressão, Coriolis e centrípeta. Não é balanço, pois altera a direção e não a velocidade;
Vento de superfície — o vento real observado; interação de quatro forças: as três anteriores mais a força de atrito, devido ao efeito da superfície do solo ou do mar.

Quadro II-1 — Forças consideradas (×) e desprezadas (●) em cada vento.
Força	Equilíbrio hidrostático	Geostrófico	Gradiente	Superfície
Gradiente de pressão	×	×	×	×
Coriolis	●	×	×	×
Centrípeta	●	●	×	×
Atrito	●	●	●	×
Gravidade	×	●	●	●

O vento de superfície sopra paralelo às isóbaras, com uma pequena componente na direção do centro de baixa pressão (efeito do atrito). A sua intensidade é diretamente proporcional à intensidade do gradiente horizontal de pressão.

$$ v \propto \dfrac{\Delta p}{\Delta n} $$

A velocidade do vento ($v$) é proporcional ao gradiente horizontal de pressão — a variação de pressão ($\Delta p$) por distância ($\Delta n$). Isóbaras mais juntas (gradiente forte) significam vento mais forte.

A analogia do "corredor" das isóbaras explica essa relação: a mesma quantidade de ar que escoa por um corredor largo de isóbaras precisa passar mais rápido quando o corredor é estreito, do mesmo modo que a correnteza de um rio aumenta onde as margens se estreitam. Por isso, ao examinar a carta sinótica, identificar as regiões de forte gradiente é identificar onde o vento é mais intenso.

5.2 Direção, intensidade e medida do vento

A direção do vento é dada pela configuração das isóbaras, já que ele sopra paralelo a elas, e é sempre a direção de onde vem o vento. A velocidade é expressa em nós (um nó é uma milha náutica por hora) ou em metros por segundo; no Meteoromarinha usa-se a força Beaufort.

Instrumentos e termos:

o anemômetro mede a velocidade (intensidade) do vento;
o anemoscópio (cata-vento) indica a direção de onde sopra o vento;
rajada — velocidade irregular, com flutuações rápidas em período e intensidade;
calmaria — ausência de movimento do ar.

Ao longo do ano, observam-se no HS ventos fortes em agosto e setembro, no mar aberto e na costa do Brasil (Nordeste e Sul), com direção do mar para a costa. Esses ventos geram vagas e marulhos, resultando no pior período do estado do mar no Atlântico Sul — ao mesmo tempo, são os melhores meses para a geração de energia eólica nessas regiões.

Fig. II-27 Gradiente horizontal de pressão — isóbaras próximas (forte gradiente) geram ventos mais intensos.

Escala Beaufort de ventos (DHN).
Beaufort	Intensidade (nós)	Português	Inglês
0	menos de 1	Calmaria	Calm
1	1 a 3	Bafagem	Light Air
2	4 a 6	Aragem	Light Breeze
3	7 a 10	Fraco	Gentle Breeze
4	11 a 16	Moderado	Moderate Breeze
5	17 a 21	Fresco	Fresh Breeze
6	22 a 27	Muito fresco	Strong Breeze
7	28 a 33	Forte	Near Gale
8	34 a 40	Muito forte	Gale
9	41 a 47	Duro	Severe Gale
10	48 a 55	Muito duro	Storm
11	56 a 63	Tempestuoso	Violent Storm
12	mais de 63	Furacão	Hurricane

A nomenclatura PT/EN da escala Beaufort foi reconstruída da fonte (a tabela do MD veio com erros de OCR nos nomes; números e faixas confirmados). Marcado para confirmação no NLM.

5.3 Cálculo do vento verdadeiro a bordo

O vento relativo é o valor medido a bordo, no anemômetro e no anemoscópio. Numa embarcação em movimento, esse valor não corresponde ao vento que realmente existe na região: é a combinação do vento referente ao deslocamento da embarcação com o vento verdadeiro. Para obter o vento verdadeiro a partir do relativo, usa-se uma construção vetorial na rosa de manobra.

Procedimento (triângulo do vento verdadeiro):

ler nos mostradores a velocidade (nós) e a direção do vento relativo em relação à proa;
anotar o rumo verdadeiro e a velocidade da embarcação;
somar a direção do vento relativo (em relação à proa) ao rumo verdadeiro → obtém-se a direção do vento aparente (em graus verdadeiros);
a partir do centro da rosa, traçar o segmento do rumo e velocidade da embarcação (ponto A);
traçar o segmento da direção do vento aparente e velocidade do vento relativo (ponto B);
unir A a B: o segmento AB dá a direção e a velocidade do vento verdadeiro, lido na mesma escala.

Fig. II-tvv Triângulo do vento verdadeiro — composição vetorial do vento relativo com o vento do deslocamento da embarcação.

Exemplo do livro — vento relativo $150^{\circ}/24$ nós; rumo $180^{\circ}/15$ nós.

Direção do vento aparente $= 150^{\circ} + 180^{\circ} = 330^{\circ}$.

Solução: vento verdadeiro $= 340^{\circ} / 38$ nós.

5.4 Direção cardinal dos ventos (HS/HN)

A direção do vento observado a bordo é pontual: depende da posição da embarcação em relação à circulação do ar. Ao redor de um centro de baixa pressão, a ronda da direção de onde vem o vento percorre os rumos cardinais e intermediários, em sentidos opostos nos dois hemisférios.

Ronda da direção do vento numa baixa pressão:

HN (Fig. II-25a) — sequência anti-horária: de E, de NE, de N, de NW, de W, de SW, de S e de SE;
HS (Fig. II-26b) — sequência horária: de W, de NW, de N, de NE, de E, de SE, de S e de SW.

Fig. II-25a Direção de onde vem o vento — HN (centro de baixa).

Fig. II-26a Direção de onde vem o vento — HS (centro de baixa).

6. Circulação geral da atmosfera

A energia da radiação solar é absorvida de forma desigual: a região tropical absorve mais do que emite (saldo positivo), e as regiões polares absorvem menos do que emitem (saldo negativo). Para manter o equilíbrio térmico do planeta, ocorrem espontaneamente circulações atmosféricas de grande escala e correntes oceânicas, transportando energia das regiões tropicais para as médias e altas latitudes.

Essas circulações planetárias diferem das circulações regionais (monções), dos sistemas sinóticos (~1000 km) e dos sistemas de mesoescala (locais). A circulação geral pode ser observada em duas direções básicas: a circulação meridional (norte–sul) e a circulação zonal (leste–oeste).

Fig. II-28 Circulação geral — em baixos níveis ar frio para o equador; em altos níveis ar quente para os polos.

6.1 Células de Hadley, Ferrel e polar

A circulação meridional organiza-se em células, a cada 30° de latitude, em ambos os hemisférios. A principal é a célula de Hadley (0° a 30°), com ascensão de ar no equador, circulação em altos níveis até a latitude de 30°, subsidência aí e retorno à superfície. As demais são a célula de Ferrel (30° a 60°) e a célula polar (60° ao polo).

Pressão à superfície resultante da circulação meridional:

ascensão e baixa pressão à superfície no equador;
subsidência e alta pressão à superfície em 30° de latitude (anticiclones subtropicais);
ascensão e baixa pressão à superfície em 60° de latitude.

A célula de Hadley é a que origina os ventos alísios e, com a circulação de oeste, os ventos de latitudes médias. A subsidência do ar da célula de Hadley, em 30°, origina o cinturão de anticiclones subtropicais. Ao longo do equador térmico, a ascensão do ar das células de Hadley dos dois hemisférios forma a Zona de Convergência Intertropical (ZCIT), onde convergem os alísios de NE (HN) e os alísios de SE (HS).

Fig. II-29 Circulação meridional — células a cada 30° de latitude; alísios, ventos de oeste e ventos polares de leste.

Fig. II-30 Circulação das células de Hadley — ZCIT no equador térmico; alísios de NE (HN) e de SE (HS).

Fig. II-31 Distribuição geral da pressão à superfície — altas em 30°N/30°S; baixas no equador e em 60°N/60°S.

6.2 Efeito da força de Coriolis

A circulação meridional é afetada pela rotação da Terra — efeito conhecido como força de Coriolis. Ele provoca um desvio que é sempre à direita da direção da circulação no HN e à esquerda no HS. A razão física é que os círculos de latitude variam de raio e, portanto, de velocidade tangencial: ao se deslocar para outra latitude, o ar não acompanha a rotação local e desvia.

Desvio do vento meridional (em ambos os hemisférios):

vento que se aproxima do equador (frio) → desvia para oeste (W) — origina os alísios;
vento que se afasta do equador (quente) → desvia para leste (E).

Fig. II-32 Efeito da força de Coriolis — desvio para a direita no HN e para a esquerda no HS na circulação meridional.

Fig. II-35 Coriolis — ventos que se afastam do equador desviam para E; que se aproximam, para W.

6.3 Circulação zonal e ventos predominantes

O efeito de Coriolis sobre a circulação meridional possibilita a circulação zonal, com os ventos predominantes em cada faixa de latitude.

Ventos predominantes da circulação geral:

faixa equatorial — ventos predominantes de leste (E);
região tropical — alísios de NE no HN e alísios de SE no HS;
latitudes médias — ventos predominantes de oeste (W), em ambos os hemisférios, onde se desencadeiam os sistemas frontais (Cap. V);
altas latitudes — ventos polares de leste (E).

Fig. II-33 Circulação geral influenciada pela força de Coriolis — alísios de NE (HN)/SE (HS), ventos de W em latitudes médias, polares de E.

Fig. II-34 Circulação da atmosfera à superfície — escala planetária e anticiclones subtropicais (A).

6.4 Monções

Outra circulação de grande escala é a monção, circulação regional que ocorre na Ásia e no oceano Índico. Decorre da extraordinária variação de temperatura e pressão do continente asiático entre o inverno e o verão, enquanto a TSM do Índico permanece praticamente constante. O resultado são ventos de SW no verão (monção de SW) e de NE no inverno (monção de NE). Por causa desses fortes ventos, o navegante observa estado do mar severo na costa SW da Índia (verão) e na costa NE da África (inverno).

Fig. II-36 Circulação do ar à superfície — alísios (vermelho), ventos de oeste (azul) e monções de inverno/verão (verde).

7. Campo de ventos na costa do Brasil e sazonalidade

O campo de ventos no litoral do Brasil varia com as quatro estações. As cartas de campo de vento (uma por estação) mostram as direções predominantes do vento e das ondas, informação climatológica que permite interpretar mensalmente o estado do mar — no litoral e no mar aberto do Atlântico Sul. O parâmetro mais significativo é sempre a direção de onde vem o vento e as ondas.

Padrões sazonais relevantes:

nas regiões Norte, Nordeste e Leste, há grande constância sazonal, porque a célula de Hadley é permanente no Atlântico Sul;
nas regiões Sudeste e Sul, há variações significativas das direções de vento e ondas, devido à passagem de sistemas frontais, cavados e frentes frias — mais intensas no inverno e na primavera;
nas estações de Verão e Outono, observa-se mar mais agitado nas regiões Norte, Nordeste e Leste do Brasil, no mar aberto; e nas regiões Norte, Nordeste e Sul, na área costeira;
nas plataformas da Bacia de Campos, o pior período de mar severo é o inverno e o início da primavera;
a região Norte é afetada pelos alísios do HN no verão.

Fig. II-37 Campo de ventos — HS outono (abr–mai–jun).

Fig. II-38 Campo de ventos — HS inverno (jul–ago–set).

Fig. II-39 Campo de ventos — HS primavera (out–nov–dez).

Fig. II-40 Campo de ventos — HS verão (jan–fev–mar).

A variação sazonal do estado do mar na faixa da célula de Hadley é também afetada pela penetração de ondas geradas em latitudes mais altas do Atlântico Sul, que se propagam como marulhos e atingem a costa do Nordeste. Em síntese: a leitura conjunta do campo de ventos sazonal e da posição dos centros de pressão dá ao navegante a base para o diagnóstico e o prognóstico do estado do tempo e do mar.