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.

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.

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

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.

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.

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

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.

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

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.

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

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

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

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

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-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.

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

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-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.

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

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:

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

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.

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.

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.

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

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

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

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.

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:

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

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

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:

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

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

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.