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UNIVERSIDADE FEDERAL DO RIO DE JANEIRO 
CENTRO DE CIÊNCIAS MATEMÁTICAS E DA NATUREZA 
INSTITUTO DE GEOCIÊNCIAS 
DEPARTAMENTO DE METEOROLOGIA 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
Circulação Atmosférica 
 
 
 
 
 
 
 
POR 
 
 
 
 
 
 
MARIA GERTRUDES ALVAREZ JUSTI DA SILVA1 
 
 
 
 
 
 
 
 
RIO DE JANEIRO, RJ 
JULHO, 2001 
 
_______________________ 
1Tradução com finalidade didática de: 
AHRENS, A. D. Essentials of Meteorology: an invitation to the atmosphere. West Publishing Company, New York, 1993. Cap. 7, p 157-185. 
 
Circulação Atmosférica 
 
Escalas do Movimento Atmosférico 
Vórtices – Grandes e Pequenos 
Sistemas de Ventos Locais 
 Circulações Térmicas 
 Brisas Marítimas e Terrestres 
 Ventos com Variação Sazonal – as Monções 
 Brisas de Vale e de Montanha 
 Ventos Catabáticos 
 Ventos Foehn 
Ventos Globais 
 Circulação Geral da Atmosfera 
 Modelo Unicelular 
 Modelo Tricelular 
 Campos Médios de Vento e Pressão em Superfície: O Mundo Real 
 A Circulação Geral e a Precipitação 
 Ventos de Oeste e a Corrente de Jato 
Circulação Geral e os Oceanos 
 Ventos e Ressurgência 
 El Niño e a Oscilação Sul 
Resumo 
Termos Chave 
Questões de Revisão 
 
Algumas aeronaves encontram vórtices de 
turbulência em ar claro. Tais vórtices não são 
incomuns especialmente nas proximidades das 
correntes de jato. Neste capítulo, vamos examinar 
uma grande variedade e tipos de circulações. 
Primeiramente, vamos olhar para a formação de 
ventos em pequena escala. Depois vamos examinar 
circulações em escala um pouco maior – os ventos 
locais – tais como as brisas do mar e de montanha, 
descrevendo como elas se formam e que tipo de 
tempo estão associadas a elas. Finalmente, vamos 
descrever o sistema de circulação que atua sobre o 
planeta como um todo. 
 
Escalas do Movimento Atmosférico 
 
O ar em movimento – o que chamamos de vento – é 
invisível, embora possamos ter evidências de sua 
presença em quase todo lugar que observamos. Ele 
esculpi as rochas, move as folhas, desloca a fumaça 
e conduz o vapor d’água para onde ele pode se 
condensar e formar as nuvens. O vento sempre está 
conosco, onde quer que vamos. Em um dia quente 
ele pode nos refrescar; em um dia frio, ele nos faz 
tremer. Uma brisa pode estimular nosso apetite se 
ela traz consigo o aroma de pães frescos de uma 
padaria. O vento é um elemento poderoso. O 
“cavalo de força” do tempo. Ele move as 
tempestades e os grandes sistemas de tempo em 
torno do mundo. Ele transporta calor, umidade, 
poeira, insetos, bactérias e pólen de um lugar para 
outro. 
Existem circulações de todos os tamanhos 
dentro da atmosfera. Pequenos vórtices dentro de 
outros maiores, que fazem parte de outros sistemas 
maiores ainda – uma grande massa de vórtices 
turbulentos. Para ajudar no entendimento, os 
meteorologistas agrupam as circulações de acordo 
com os seus tamanhos. Esta hierarquia de 
movimentos, desde pequenos redemoinhos até 
tempestades gigantes é chamada de escalas de 
movimento. 
Considere a fumaça de uma chaminé 
subindo pelo ar claro em uma região industrial de 
uma grande cidade (Figura 7.1a). Dentro da fumaça, 
pequenos movimentos caóticos – pequenos 
redemoinhos – fazem com que ela gire e se mova. 
Estes vórtices se constituem na menor escala de 
movimento – a microescala. Na microescala, os 
vórtices com diâmetros de poucos metros não só 
dispersam a fumaça como também carregam poeira 
e papéis para o ar. Eles se formam pela convecção 
do ar ou pela passagem do vento sobre obstáculos e 
geralmente têm vida curta, durante, no máximo, uns 
poucos minutos. 
Na Figura 7.1b observe que, na medida que 
a fumaça sobe, ela gira e se dirige para o centro da 
cidade. A fumaça sobe mais alto ainda e é 
carregada de volta para o setor industrial. Esta 
circulação da cidade se constitui na próxima escala 
- a mesoescala (significando escala média). Ventos 
típicos de mesoescala variam de poucos quilômetros 
até cerca de centenas de quilômetros de diâmetro. 
Geralmente elas duram mais do que os movimentos 
de microescala, geralmente muitos minutos, horas e, 
em muitos casos, até um dia. As circulações de 
mesoescala incluem os ventos locais (que se 
formam ao longo da costa e perto de montanhas), 
assim como as tempestades, tornados e algumas 
tempestades tropicais menores. 
Quando olhamos para a trajetória da fumaça 
em uma carta sinótica de superfície (Figura 7.1c), 
não se vê nem a fumaça nem a circulação sobre a 
cidade. Tudo que se vê é a circulação ao redor das 
áreas de altas e baixas pressões – os ciclones e 
anticiclones das latitudes médias. Nós agora 
estamos falando da escala sinótica, ou escala dos 
mapas de tempo. As circulações desta magnitude 
dominam regiões de centenas a milhares de 
quilômetros quadrados e embora seu tempo de vida 
varie, eles tipicamente duram por vários dias e, às 
vezes, semanas. Aqui temos configurações do 
vento variando sobre todo o planeta. Algumas vezes 
as escalas sinótica e global são combinadas e 
referidas como macroescala. 
 
Vórtices – Grandes e Pequenos 
 
Quando o vento encontra um objeto sólido, um 
redemoinho de ar – ou vórtice – se forma do lado 
posterior do objeto. O tamanho e a forma do vórtice 
depende do tamanho e da forma do obstáculo e da 
velocidade do vento. Ventos fracos produzem 
vórtices pequenos e estacionários. O ar que flui em 
torno de um edifício produz grandes redemoinhos 
que poderão ter o tamanho do edifício. Ventos fortes 
que passam por sobre um estádio esportivo podem 
produzir vórtices que podem girar de tal modo a criar 
ventos em superfície no campo de esporte que se 
movem na direção oposta do fluxo do vento sobre o 
estádio. O vento que passa sobre uma superfície 
suave produz poucos vórtices, mas quando a 
superfície tem muita rugosidade, muitos vórtices são 
formados. 
Os vórtices que se formam a sotavento dos 
obstáculos podem produzir uma grande variedade 
de efeitos interessantes. Por exemplo, o vento 
movendo-se sobre uma cadeia de montanhas em ar 
estável com velocidade maior do que 40 nós 
geralmente produz ondas e redemoinhos (vórtices), 
tais como os mostrados na Figura 7.2. Podemos ver 
que os vórtices se formam tanto perto da montanha 
quanto em cada crista da onda que se forma a 
sotavento. Esses vórtices são chamados de 
‘”rotores” e têm movimentos verticais violentos que 
produzem condições perigosas de vôo com extrema 
turbulência. Em uma escala bem menor, o “uivar” do 
vento em noites de tempestades é causado por 
vórtices que estão constantemente se chocando com 
obstáculos, tais como chaminés e cantos de 
telhados. 
Vórtices turbulentos se formam tanto na 
superfície como no ar superior. A turbulência de ar 
superior ocorre abruptamente e inexplicavelmente, 
especialmente quando o vento muda sua velocidade 
ou direção (ou ambos) abruptamente. Tal mudança 
é chamada de cisalhamento do vento (“wind 
shear”). O cisalhamento cria forças que produzem 
vórtices ao longo de uma camada de mistura. Se os 
vórtices se formam em ar claro, esta forma de 
turbulência é chamada de turbulência em ar claro, 
ou TAC. 
 
Sistemas de Ventos Locais 
 
Todo verão milhares de pessoas se deslocam de 
cidades do interior para cidades do litoral, esperando 
escapar do calor da região continental. Em dias 
quentes e úmidos, esses viajantes geralmente 
encontram tempestades cerca de 40 quilômetros da 
costa, tempestades que invariavelmente duram 
apenas alguns poucos minutos. De fato, na hora 
que esses viajantes chegam na praia, o céu está 
geralmente claro e a temperatura do ar muito mais 
baixa, na medida que a brisa do mar os atinge. Se 
esses viajantes retornarem ao lar à tarde, essas 
pancadas de chuva “misteriosas” ocorrerão mais ou 
menos no mesmolocal em que foram encontradas 
pela manhã. 
Na verdade, essas pancadas de chuva não 
são tão misteriosas. Elas são causadas por 
sistemas locais de vento – as brisas marítimas. Na 
medida que o ar mais frio do oceano penetra no 
continente, ele força o ar instável mais quente e 
úmido a ascender e se condensar, produzindo 
majestosas nuvens e pancadas de chuva ao longo 
de uma linha até onde o sistema de vento chega. 
 
Circulações Térmicas – Considere a 
distribuição vertical de pressão mostrada na Figura 
7.3a. Todas as isóbaras estão paralelas à 
superfície da terra; portanto, não existe variação 
horizontal de pressão (ou temperatura) e não existe 
gradiente de pressão e portanto nenhum vento. 
Suponha que a atmosfera seja resfriada ao norte e 
aquecida ao sul. (Figura 7.3b). No ar frio e mais 
denso sobre a superfície, as isóbaras ficarão mais 
próximas uma das outras, se agruparão, enquanto 
no ar mais quente, menos denso, elas se 
espalharam, tornando-se mais afastadas umas das 
outras. Essa inclinação das isóbaras produz uma 
força do gradiente de pressão (FGP) horizontal nos 
níveis mais acima e provoca o movimento do ar na 
direção das mais altas para as mais baixas 
pressões. 
Na superfície, a pressão do ar permanece 
inalterada até que o ar nos níveis mais altos comece 
a se mover. Na medida em que este ar se desloca 
de sul para norte, o ar deixa a área sul e se 
“empilha” sobre a área mais ao norte. Essa 
redistribuição do ar reduz a pressão atmosférica no 
sul e aumenta a pressão do lado norte. 
Conseqüentemente, uma força do gradiente de 
pressão é estabelecida na superfície de direção 
norte para sul e, portanto, os ventos à superfície 
começam a fluir de norte para sul. 
Agora temos uma distribuição de pressão e 
temperatura assim como uma circulação do ar como 
a mostrada na Figura 7.3c. Na medida que o ar frio 
flui para sul, ele se aquece e se torna menos denso. 
Na região de pressão baixa à superfície, o ar quente 
sobre vagarosamente, expande-se, resfria-se e flui 
para cima até uma elevação de cerca de um 
quilômetro acima da superfície. Neste nível, o ar flui 
horizontalmente para norte na direção das menores 
pressões, onde ele completa a circulação pelo 
vagaroso afundamento fluindo para baixo da alta em 
superfície. As circulações que surgem por 
mudanças de temperatura, nas quais o ar quente 
ascende e o ar frio descende, são denominadas de 
circulações térmicas. 
As regiões de altas e baixas pressões em 
superfície, criadas quando a atmosfera se resfria ou 
se aquece, são chamadas de altas e baixas 
térmicas. Em geral, esses sistemas são sistemas 
rasos, usualmente se estendendo não mais do que 
por poucos quilômetros acima do solo. 
 
Brisas Marítimas e Terrestres – A brisa 
marítima é um tipo de circulação térmica. As 
desigualdades nas taxas de aquecimento da terra e 
do mar (discutidas no capítulo 3) causam estes 
sistemas de ventos costeiros. Durante o dia, a terra 
se aquece mais rapidamente que a água adjacente e 
o forte aquecimento do ar acima desta superfície 
produz uma baixa (pressão) térmica rasa. O ar 
sobre a água permanece mais frio do que o ar sobre 
a terra; donde se forma uma alta (pressão) térmica 
sobre a água. O efeito final desta distribuição de 
pressão é a brisa marítima que sopra do mar para a 
terra (Fig 7.4a). Como os mais fortes gradientes de 
temperatura e pressão ocorrem perto da fronteira 
entre a água e a terra, os ventos mais fortes 
tipicamente ocorrem perto das praias e diminuem 
para dentro do continente. Além disso, como o 
maior contraste de temperatura entre o mar e a terra 
ocorre à tarde, do mesmo modo, as brisas marítimas 
são mais fortes neste horário. (O mesmo tipo de 
brisa que se desenvolve ao longo dos limites de um 
lago é chamada de brisa de lago). 
Durante a noite, a terra se resfria mais 
rapidamente do que a água. O ar sobre a terra torna-
se mais frio que o ar sobre a água, produzindo uma 
distribuição de pressão tal como a mostrada na Fig. 
7.4b. Com pressões mais altas agora sobre a terra, 
o vento se inverte e torna-se brisa terrestre – uma 
brisa que flui da terra para a água. Esses contrastes 
térmicos entre a água e a terra são menores à noite, 
portanto, a brisa terrestre é bem menos intensa que 
a marítima. 
Observe a Figura 7.4 novamente e veja que 
o ar que sobe está sobre a terra durante o dia e 
sobre a água durante a noite. Portanto, ao longo da 
costa úmida, as nuvens diurnas tendem a ser formar 
sobre o continente e as nuvens noturnas sobre o 
mar. Isso explica porque à noite se observa 
relâmpagos ao longe na direção do mar. 
O limite extremo da brisa marítima é 
chamado de frente de brisa marítima. Na medida 
que a brisa se move continente à dentro, ocorre um 
rápido decréscimo de temperatura logo atrás dela. 
Em alguns locais essa mudança de temperatura 
pode chegar a 50 C ou mais durante as primeiras 
horas – uma experiência refrescante num dia 
ensolarado e quente. Já que cidades perto do 
oceano geralmente experimentam a brisa marítima 
em torno do meio dia, suas temperaturas máximas 
ocorrem mais cedo que nas cidades dentro dos 
continentes. Na Costa Leste dos Estados Unidos, a 
passagem da frente de brisa marítima é marcada por 
um giro do vento, geralmente de oeste para leste. 
No ar frio sobre o oceano, a umidade relativa 
aumenta na medida em que a temperatura cai. Se a 
umidade relativa aumenta acima de 70%, o vapor 
d’água começa a se condensar sobre as partículas 
de sal marinho ou fumaça industrial, produzindo 
névoa. Quando o ar sobre o oceano está muito 
concentrado com poluentes, a frente de brisa 
marítima pode encontrar ar relativamente limpo a 
assim aparecer como uma frente de fumaça, ou 
frente de “smog”. Se o ar no oceano tornar-se 
saturado, uma massa de nuvens baixas e nevoeiro 
marcará o limite a frente do ar marinho (Figura 7.5). 
Quando existe um contraste marcante na 
temperatura do ar cruzando o limite frontal, o ar mais 
quente e mais leve irá convergir e ascender. Em 
muitas regiões, isso torna a brisa marítima boa para 
vôos em planadores. Se esse ar ascendente for 
suficientemente úmido, uma linha de nuvens do tipo 
cúmulos se formará ao longo da frente de brisa 
marítima e, se o ar for também instável, poderão 
ocorrer tempestades. Como já foi dito, em um dia 
quente e úmido, pode-se dirigir na direção da costa, 
encontrar pancadas de chuva intensas no caminho 
há muitos quilômetros da costa e se chegar à paria e 
encontrar um dia ensolarado com uma agradável 
brisa. 
As brisas marítimas na Flórida ajudam a 
produzir a característica chuva abundante de verão. 
Do lado da costa Atlântica deste estado, a brisa 
marítima sopra de leste; na costa do Golfo, ela se 
move de oeste. A convergência destes dois 
sistemas úmidos de vento, acoplada com a 
convecção diurna, produz condições de intensa 
nebulosidade e ocorrência de pancadas de chuva 
sobre o continente (Figura 7.6). Sobre a água (onde 
o ar mais frio e mais estável fica perto da superfície), 
o ar permanece sem nuvens. 
A convergência da brisa marítima não está 
restrita às áreas oceânicas. Um exemplo é o Lago 
Michigan capaz de produzir brisas de lago bem 
definidas. Na parte superior do Lago Michigan, onde 
os dois grandes corpos d’água estão separados por 
uma faixa estreita de terra, duas brisas se dirigem 
para terra e convergem perto do centro da 
península, criando nuvens e pancadas de chuva à 
tarde enquanto que a área sobre a costa do lago 
permanece ensolarada, agradavelmente fresca e 
seca. 
 
Ventos com Variações Sazonais – as 
Monções - A palavra monção deriva da palavra 
árabe mausin, que significa estação. Um sistema de 
ventos monçônicos é aquele que varia sazonalmente 
de direção, soprando de uma determinada direção 
no verão e da direção oposta noinverno. Esta 
reversão sazonal dos ventos é especialmente bem 
desenvolvida nas partes leste e sul da Ásia. 
De várias maneiras, as monções são 
similares a uma forte brisa marítima. Durante o 
inverno, o ar sobre o continente se torna muito mais 
frio que o ar sobre o oceano (Ver Figura 3.7). Uma 
grande e rasa área de alta pressão se desenvolve 
sobre a Sibéria continental, produzindo uma 
circulação de ar horária (HN) que flui na direção do 
Oceano Índico e para sul do Mar da China. O ar 
subsidente do anticliclone e o movimento 
descendente dos ventos de nordeste que vêm do 
platô continental geralmente favorecem com tempo 
bom e seco o leste e sul da Ásia. Portanto, as 
monções de inverno significam céu claro, com 
ventos que sopram da terra para o mar. 
No verão, a configuração do vento se reverte 
na medida que o ar sobre o continente se torna 
muito mais quente que o ar sobre o oceano (ver 
Figura 3.8). Uma baixa térmica rasa se desenvolve 
sobre o interior do continente. O ar aquecido dentro 
da baixa ascende, e o ar circundante responde 
fluindo no sentido anti-horário para o centro da 
baixa. Isso resulta em um vento úmido soprando do 
oceano para o continente. O ar úmido converge com 
o fluxo seco de oeste, causando ascensão do ar; um 
impulso ascendente maior é favorecido pela 
presença de montanhas na região. A elevação do ar 
frio até seu ponto de saturação resulta em 
tempestades e pancadas de chuva. Assim, a 
monção de verão do sudeste da Ásia significa tempo 
úmido e chuvoso (estação úmida) com ventos que 
sopram do mar para a terra (Ver Figura 7.7). 
As chuvas da monção de verão sobre o sul 
da Ásia podem atingir quantidades recordes. 
Localizada no continente sobre a região mais alta do 
sul em Khasi Hills no nordeste da Índia, Cherrapunji 
recebe em média 425 polegadas de chuva a cada 
ano, a maior parte dela durante a monção de verão, 
entre abril e outubro. As chuvas da monção de 
verão são essenciais para a agricultura nesta parte 
do mundo. Com uma população de cerca de 600 
milhões de pessoas, a Índia depende muito das 
chuvas de verão para que cresçam suas culturas de 
alimento. Infelizmente, a monção pode falhar, 
variando tanto em intensidade quanto em duração. 
Já que a monção é tão vital para a sobrevivência de 
tantas pessoas, não é difícil de adivinhar que os 
meteorologistas têm investigado profundamente este 
sistema. Eles têm tentado desenvolver métodos de 
previsão mais precisos para a duração e intensidade 
da monções. As esperanças são grandes mas os 
resultados ainda são imprecisos. 
Os sistemas de vento de monções existem 
em outras partes do mundo, onde grandes 
contrastes na temperatura se desenvolvem entre o 
continente e os oceanos. (Geralmente, no entanto, 
esses sistemas não são tão pronunciados quanto os 
que ocorrem no sul da Ásia). Por exemplo, uma 
circulação do tipo de monções é encontrada no 
sudoeste dos Estados Unidos, especialmente no 
Arizona e Novo México, onde a primavera e o início 
do verão são normalmente secos, quando o vento 
seco de oeste passa sobre a região. Mas em 
meados de julho, ventos úmidos de sul são mais 
comuns assim como as tempestades e pancadas de 
chuva. 
 
Brisas de Montanha e de Vale – 
Naturalmente, as brisas de montanha e de vale se 
desenvolvem ao longo de cadeias montanhosas. 
Observe na Figura 7.8 que durante o dia a luz solar 
aquece as paredes dos vales, o que por seu lado 
aquece o ar em contato com elas. O ar aquecido, 
sendo menos denso que o ar que esta mais acima 
do vale, ascende montanha acima como um vento 
suave denominado de brisa de vale. À noite, o 
fluxo se reverte. As paredes da montanha se 
resfriam rapidamente, esfriando o ar em contato com 
elas. O ar mais frio e denso se escoa para baixo, 
para o fundo do vale, produzindo a brisa de 
montanha. (Porque a gravidade é a força que dirige 
este tipo de vento para baixo, eles são chamados 
também de ventos de gravidade ou ventos de 
drenagem). Este ciclo diário no fluxo do vento é 
melhor desenvolvido em dias claros de verão 
quando o vento predominante é fraco. 
Quando os ventos de vale são bem 
desenvolvidos e têm umidade suficiente, eles podem 
se revelar através do desenvolvimento de cúmulos 
acima da montanha (Figura 7.9). Já que as brisas 
de vale geralmente alcançam sua máxima 
intensidade no início da tarde, a nebulosidade, as 
pancadas de chuva e até mesmo as tempestades 
são comuns sobre as montanhas durante a parte 
mais quente do dia – um fato bem conhecido por 
montanhistas, excursionistas e aqueles que gostam 
de fazer piqueniques nas montanhas. 
 
Ventos Catabáticos – Embora tecnicamente 
qualquer vento que desça a inclinação de uma 
montanha seja um vento catabático, este nome é 
geralmente reservado para aqueles que são muito 
mais fortes que as brisas de montanha. Os ventos 
catabáticos podem atingir velocidades da ordem de 
ventos de furacão, mas a maioria não chega a ser 
tão intenso e muitos são da ordem de 10 nós ou 
menos. 
O ambiente ideal para os ventos catabáticos 
é a presença de um platô elevado circundado por 
montanhas com um lado aberto de inclinação muito 
acentuada. Quando a neve de inverno se acumula 
no platô, o ar que fica por cima dela fica 
extremamente frio. Ao longo da borda do platô, o ar 
frio denso começa a descer a encosta, geralmente 
como uma brisa fria moderada. Se a brisa estiver 
confinada a um estreito canyon ou canal, o fluxo do 
ar pode aumentar, geralmente destrutivamente, na 
medida em que o ar frio desde a montanha do 
mesmo modo que a água em uma cachoeira. 
Ventos catabáticos são observados em 
várias regiões do mundo. Por exemplo, ao longo da 
costa norte do Adriático na Iugoslávia, uma invasão 
polar de ar frio vindo da Rússia descende a encosta 
a partir de um platô alto e alcança as terras baixas 
como o vento bora – um vento de nordeste, frio e 
com rajadas com velocidades que às vezes 
excedem 100 nós. Um vento frio similar, mas 
geralmente menos violento, conhecido como mistral 
desce as montanhas oestes no Vale de Rhone na 
França e depois atinge o Mar Mediterrâneo. 
Geralmente ele causa geadas e danos às plantações 
de uva e faz as pessoas fugirem para o outro lado da 
montanha onde o clima é agradável ao longo da 
Riviera. Ventos catabáticos frios e fortes também 
ocorrem sobre as capas de gelo da Groenlândia e 
Antártida com velocidades às vezes maiores do que 
100 nós. 
 
Vento Foehn (Chinook) – O vento Foehn 
(Europa) ou Chinook (Estados Unidos) é um vento 
quente e seco que desce à sotavento de cadeias 
montanhosas. Quando esses ventos se movem 
sobre uma área, as temperaturas aumentam 
rapidamente, às vezes em mais de 200C em uma 
hora, acompanhada de queda de umidade 
chegando a 5%. 
 Este tipo de vento ocorre quando os ventos 
fortes de leste em altitude fluem sobre altas 
montanhas com direção norte-sul. Tais condições 
podem produzir um cavado ou uma região de baixa 
pressão do lado leste da montanha, um cavado que 
tende a forçar ainda mais o ar para baixo. Na 
medida que o ar descende, ele se comprime e se 
aquece. Deste modo, a principal causa do 
aquecimento é a compressão quando o vento está 
sendo puxado de cima para baixo. 
 Quando ocorrem nuvens e precipitação à 
barlavento da montanha, isso pode fortalecer ainda 
mais o vento Foehn ou Chinook. Por exemplo, na 
medida em que as nuvens se formam à barlavento 
da montanha na Figura 7.10, a conversão de calor 
latente em calor sensível fornece mais calor para o 
processo de aquecimento à sotavento. Isso faz com 
que a temperatura à sotavento seja bem maior do 
que a temperatura do ar à barlavento da montanha. 
O ar também fica mais seco já que a umidade é 
removida quando ocorre precipitação à barlavento. 
 A Figura 7.11 ilustra o efeito deste tipo de 
vento ao produzir umabarreira de nuvens nas 
montanhas Rochosas a partir do Colorado. A 
fotografia foi tirada durante uma tarde de inverno 
quando a temperatura do ar estava à -70C. Com o 
estabelecimento do vento, as temperaturas no dia 
seguinte atingiram o valor de 150C. 
 
Ventos Globais 
 
Até agora vimos que os ventos locais variam 
consideravelmente de dia para dia e de estação para 
estação do ano. Como você pode suspeitar, esses 
ventos fazem parte de uma circulação muito maior – 
os pequenos redemoinhos dentro de redemoinhos 
maiores dos quais falamos no início do capítulo. As 
áreas de baixa e alta pressão que giram são como 
redemoinhos em grandes rios; assim o fluxo de ar 
em torno do globo é como um rio. Quando se toma 
a média dos ventos sobre o globo por um período 
longo, os ventos locais desaparecem e o que vemos 
é a configuração dos ventos em escala global – o 
que é comumente chamado de circulação geral da 
atmosfera. 
 
A Circulação Geral da Atmosfera – Antes 
de estudarmos a circulação geral da atmosfera, 
devemos lembrar que ela apenas representa o fluxo 
médio do ar em torno do globo. Na verdade, os 
ventos em um determinado ponto e num dado 
instante podem diferir consideravelmente desta 
média. Por outro lado, a média pode responder 
porque e como os ventos circulam em torno do globo 
da maneira como o fazem – porque, por exemplo, os 
ventos predominantes em Honolulu são de nordeste 
e em Nova York são de oeste. A média pode nos dar 
também uma visão dos mecanismos que governam 
aqueles ventos, assim como nos dá um modelo de 
como são transportados o calor e o momentum do 
equador para as regiões polares, tornando o clima 
das latitudes médias tolerável. 
A causa da circulação geral é o aquecimento 
desigual da superfície terrestre. Aprendemos no 
Capítulo 2 que, tomando a média sobre toda a terra, 
a radiação solar que chega é aproximadamente igual 
à energia que sai da terra. Entretanto, sabemos que 
este balanço de energia não é mantido para todas as 
latitudes, já que os trópicos experimentam um ganho 
líquido de energia enquanto as regiões polares 
sofrem uma perda líquida de energia. Para 
equilibrar estas desigualdades, a atmosfera 
transporta ar quente na direção dos pólos e ar frio na 
direção do equador. Embora aparentemente 
simples, o fluxo real do ar é bastante complexo; 
certamente nem tudo é conhecido sobre este 
processo. Com o objetivo de melhor entendê-lo, 
vamos olhar primeiro para alguns modelos (isto é, 
construir analogias artificiais) que eliminem algumas 
complexidades da circulação atmosférica. 
 
Modelo Unicelular – O primeiro modelo é o modelo 
unicelular, no qual se assume que a terra é 
uniformemente coberta por água, de tal modo que o 
aquecimento diferencial entre água e terra não 
existem. Iremos assumir ainda que o sol está 
sempre diretamente posicionado sobre o equador, 
de tal modo que os ventos não vão se deslocar 
sazonalmente. Finalmente assumiremos que a terra 
não gira, de tal modo que a única força com a qual 
teremos que lidar seja a força do gradiente de 
pressão. Com essas hipóteses, a circulação geral 
da atmosfera pareceria com a Figura 7.4, uma 
grande célula termicamente dirigida em cada 
hemisfério. 
Esta é a célula de Hadley (assim chamada 
porque foi George Hadley no século dezoito que 
propôs a idéia pela primeira vez). Ela é dirigida pela 
energia que chega do sol. O aquecimento excessivo 
da área do equador produz uma vasta região de 
baixas pressões, enquanto que o excessivo 
resfriamento dos pólos produz regiões de altas 
pressões. Em resposta ao gradiente horizontal de 
pressão, o ar frio polar na superfície flui na direção 
do equador enquanto nos níveis altos o ar flui na 
direção dos pólos. A circulação inteira consiste de ar 
subindo perto do equador, de ar descendo sobre os 
pólos e de um fluxo em superfície na direção do 
equador, com um fluxo retornando nos níveis 
superiores. Desta maneira, parte do excesso de 
energia dos trópicos é transportada como calor 
sensível e calor latente para as regiões polares com 
déficit de energia. 
Tal circulação com uma única célula não 
existe na terra. Por um lado, a terra gira, então a 
força de Coriolis irá desviar o fluxo de ar que se 
dirigir para sul no hemisfério norte para a direita, 
produzindo ventos de leste na superfície em 
praticamente todas as latitudes. Esses ventos 
estariam se movendo em uma direção posta ao 
movimento de rotação da terra e, devido ao atrito 
com a superfície iria diminuir a velocidade de rotação 
da terra. Nós sabemos que isto não acontece e que 
os ventos predominantes das latitudes médias são 
na realidade de oeste. As observações nos dizem 
que uma circulação fechada entre o equador e os 
pólos não é um modelo apropriado para uma terra 
que gira. Como se move então o vento em um 
planeta que gira? Para responder a esta pergunta, 
vamos manter nosso modelo com as duas primeiras 
suposições – isto é que a terra é toda coberta com 
água e que o sol está sempre diretamente acima do 
equador. 
 
Modelo Trcelular - Se permitirmos que a terra gire, 
o sistema convectivo simples se quebra em uma 
série de células que giram como mostrado na Figura 
7.12 a. Embora este modelo seja considerado mais 
complexo que o modelo unicelular, existem algumas 
semelhanças. As regiões tropicais ainda recebem 
um excesso de calor e os pólos um déficit. Em cada 
hemisfério, três células em vez de uma têm a função 
de redistribuir a energia. Uma área de alta pressão 
à superfície está localizada em cada pólo e um 
cavado de pressões baixas a superfície ainda existe 
no equador. Do equador até a latitude de 300, a 
circulação parece muito com a célula de Hadley. 
Vamos olhar o modelo mais de perto examinando o 
que acontece com o ar sobre o equador. (Observe a 
Figura 7.15 quando estiver lendo os próximos 
parágrafos). 
Sobre as águas equatoriais, o ar é quente, 
os gradientes horizontais de pressão são fracos e os 
ventos são fracos. Esta região é conhecida como a 
região de doldrums. (A monotonia do tempo nesta 
área é muito grande). Nesta região, o ar quente 
sobe, geralmente se condensa em enormes nuvens 
cúmulos e tempestades chamadas de torres 
convectivas “quentes” por causa da enorme 
quantidade de calor latente que elas liberam. O calor 
aumenta a flutuabilidade do ar e fornece energia 
para dirigir a célula de Hadley. O ar ascendente 
atinge a tropopausa, que atua como uma barreira, 
fazendo com que o ar se mova lateralmente na 
direção dos pólos. A força de Coriolis desvia estes 
fluxos na direção dos pólos para a direita no 
hemisfério norte e para a esquerda no hemisfério 
sul, dando origem a ventos de oeste no ar superior 
em ambos os hemisférios. (Veremos mais a frente 
que esses ventos de oeste alcançam velocidade 
máxima e produzem as correntes de jato perto das 
latitudes de 300 e 600). 
O ar se movendo para os pólos a partir dos 
trópicos vai se resfriando continuamente e, ao 
mesmo tempo, começa a convergir, especialmente 
quando ele se aproxima das latitudes médias. Esta 
convergência do ar nos níveis altos aumenta a 
massa de ar sobre a superfície o que faz a pressão 
do ar aumentar na superfície. Portanto, em latitudes 
próximas a 300, a convergência do ar em cima 
produz cinturões de altas pressões chamados altas 
subtropicais (ou anticiclones). Na medida em que 
convergem, o ar relativamente seco acima desce 
vagarosamente, e se aquece por compressão. Este 
ar subsidente geralmente produz céu claro e 
temperaturas altas à superfície; portanto, é nesta 
região que se encontram os maiores desertos do 
mundo. Sobre os oceanos, os fracos gradientes de 
pressão no centro das altas produz apenas ventos 
fracos. De acordo com a lenda, os barcos à vela 
viajando para o Novo Mundo eram geralmente 
afetados nesta região; já que a comida nãopodia ser 
descartada, os cavalos eram então jogados ao mar 
ou comidos. Como conseqüência, esta região é 
conhecida como latitudes dos cavalos. 
A partir das latitudes dos cavalos, parte do ar 
a superfície se move de volta para o equador. Ele 
não se move diretamente pois a força de Coriolis 
desvia o ar, fazendo com que ele se mova de 
nordeste no hemisfério norte e de sudeste no 
hemisfério sul. Estes ventos estáveis forneceram 
aos barcos movidos à vela uma rota oceânica na 
direção ao Novo Mundo; por isso esses ventos são 
chamados de ventos de travessia (“trade winds”) 
ou ventos alísios. Perto do equador, os alísios de 
nordeste convergem com os alísios de sudeste ao 
longo de uma faixa denominada de zona de 
convergência intertropical (ZCIT). Nesta região de 
convergência à superfície o ar ascende e continua 
sua jornada dentro das células de Hadley. 
Enquanto isso, na latitude de 300, nem todo 
o ar na superfície se move na direção do equador. 
Parte dele se move na direção dos pólos e se desvia 
para leste, resultando num fluxo mais ou menos de 
oeste – chamados de ventos de oeste – em ambos 
os hemisférios. Conseqüentemente, do norte do 
Texas até o Canadá é muito mais fácil encontrar 
vento de oeste do que de leste. O fluxo de oeste 
não é constante; áreas de altas e baixas que migram 
constantemente quebram a configuração do fluxo na 
superfície de tempos em tempos. 
Na medida que o ar viaja na direção dos 
pólos, ele encontra ar frio que se move dos pólos. 
Essas duas massas de ar de temperaturas 
contrastantes na verdade não se misturam. Elas são 
separadas por uma fronteira ou superfície chamada 
frente polar; uma zona de baixas pressões – a 
baixa subpolar – onde o ar à superfície converge e 
sobe e as tempestades se desenvolvem. Parte do ar 
que sobe retorna em altos níveis para a região das 
latitudes dos cavalos, onde ele desce novamente 
para a superfície nas vizinhanças da alta subtropical. 
Esta célula média é completada quando ar na 
superfície vindo das latitudes dos cavalos flui na 
direção para os pólos na direção da frente polar. 
 Para além da frente polar, o ar frio dos pólos 
é desviado pela força de Coriolis, de tal modo que o 
fluxo geral do ar é de nordeste. Portanto esta é a 
região dos ventos polares de leste. No inverno, a 
frente polar com seu ar frio pode se mover para as 
latitudes médias e subtropicais, produzindo uma 
invasão de ar frio. Ao longo da frente, uma parte do 
ar sobe e se move na direção dos pólos e a força de 
Coriolis desvia o ar para a direção oeste em altos 
níveis. O vento em altos níveis alcança os pólos e 
vagarosamente desce para a superfície, flui de volta 
na direção da frente polar, completando a fraca 
célula polar. 
Podemos resumir tudo isso voltando à Figura 
7.15 e notando que, à superfície, existem duas 
grandes áreas de altas pressões e duas grandes 
áreas de baixas pressões. As áreas de alta pressão 
existem perto das latitudes de 300 e nos pólos; áreas 
de baixas pressões existem sobre o equador e perto 
de 600 de latitude, nas vizinhanças da frente polar. 
Sabendo-se como o vento sopra em torno destes 
sistemas, teremos uma visão geral dos ventos à 
superfície em redor do mundo. Os ventos alísios se 
estendem das altas subtropicais até o equador, os 
ventos de oeste das altas subtropicais até a frente 
polar e os ventos polares de leste desde os pólos até 
a frente polar. 
Como este modelo tricelular se compara com 
as observações reais de ventos e pressão? Nós 
sabemos, por exemplo, que os ventos em altos 
níveis nas latitudes médias geralmente sopram de 
oeste. A célula intermediária, entretanto, sugere que 
ventos de leste em altos níveis na medida que o ar 
flui para o equador. Portanto, existem discrepâncias 
entre este modelo e as observações que são feitas 
na atmosfera. Este modelo, entretanto, concorda 
muito bem com a distribuição dos ventos e da 
pressão na superfície e, portanto, vamos examinar 
este ponto. 
 
Campos Médios de Vento e Pressão em 
Superfície: O Mundo Real – Quando nós 
examinamos o mundo real com seus continentes e 
oceanos, montanhas e campos de gelo, nós 
obtemos uma distribuição média da pressão ao nível 
médio do mar e dos ventos para janeiro e julho, 
como mostrado nas Figuras 7.16a e b. Mesmo que 
estes dados sejam baseados em observações 
esparsas, especialmente em áreas desabitadas, 
podemos ver que existem regiões onde os sistemas 
de pressão aparecem persistentemente ao longo do 
ano. Estes sistemas são chamados de altas e 
baixas semipermanentes porque eles se deslocam 
muito pouco durante o curso do ano. 
Na Figura 17a, podemos ver que existem 
quatro sistemas de pressão semipermanentes no 
hemisfério norte durante o mês de janeiro. No 
Atlântico leste, entre as latitudes de 250 e 350 N é a 
alta das Bermudas-Açores e, no Oceano Pacífico, 
a alta do Pacífico. Estes são anticiclones 
subtropicais que se desenvolvem em resposta à 
convergência em altos níveis. Já que os ventos à 
superfície se movimentam em torno destes sistemas 
no sentido dos ponteiros do relógio, encontramos os 
ventos alísios ao sul e os ventos de oeste ao norte. 
No Hemisfério Sul, onde existe relativamente menos 
área de terra, existem menos contrastes entre a 
terra e a água, e as altas subtropicais aparecem 
como sistemas bem desenvolvidos com uma 
circulação claramente definida. 
Onde nós esperamos observar a frente polar 
(entre as latitudes de 400 e 650), existem duas baixas 
subpolares semipermanentes. No Atlântico Norte, 
existe a baixa da Islândia, que cobre a Islândia e o 
sul da Groelândia, enquanto que a baixa das 
Aleutas se situa sobre as Ilhas Aleutas no Pacífico 
Norte. Essas zonas de atividade ciclônica realmente 
representam regiões onde numerosas tempestades, 
que se deslocam para leste, tendem a convergir, 
especialmente no inverno. No hemisfério Sul, a 
baixa subpolar forma uma região contínua de baixas 
pressões que circunda completamente o globo. 
No mapa de janeiro, existem outros sistemas 
de pressão que não são de natureza 
semipermanente. Sobre a Ásia, por exemplo, existe 
um enorme (porém raso) anticiclone térmico 
chamado de alta Siberiana, que se forma por causa 
do intenso resfriamento sobre o continente. Ao sul 
deste sistema, a monção de inverno aparece 
claramente na medida em que o ar flui para fora da 
alta atravessando da Ásia para o oceano. Um 
anticiclone similar (mas menos intenso) fica evidente 
sobre a América do Norte. 
Na medida que o verão se aproxima (H.N.), 
a terra se aquece e a alta fria e rasa desaparece. 
Em algumas regiões, áreas de baixa pressão à 
superfície substituem as áreas de alta pressão. As 
baixas que se formam sobre o continente quente são 
as baixas térmicas. No mapa de julho (Figura 
7.16b), são encontradas baixas térmicas quentes 
sobre o deserto no sudoeste dos Estados Unidos, 
sobre o platô no Irã e na Índia. Na medida que a 
baixa térmica sobre a Índia se intensifica, o ar 
quente e úmido do oceano é trazido para o 
continente, produzindo a monção úmida de verão tão 
característica da Índia e do sudeste da Ásia. 
Quando se comparam os mapas de janeiro e 
julho, podemos ver várias mudanças nos sistemas 
de pressão semipermanentes. As fortes baixas 
subpolares tão desenvolvidas em janeiro sobre o 
hemisfério norte são dificilmente discerníveis no 
mapa de julho. As altas subtropicais, entretanto, 
permanecem dominantes em ambas as estações. Já 
que o sol está em cima do hemisfério norte em julho 
e sobre o hemisfério sul em janeiro, a zona de 
máximo aquecimento em superfície desloca-se 
sazonalmente. Em resposta a isso, os maiores 
sistemas de pressão, os cinturões de vento e a ZCIT 
(a linha tracejada escura) se desloca para norte em 
julho e para sul em janeiro. 
 
A Circulação Geral e a Precipitação –A 
posição das principais configurações da circulação 
geral e de seus deslocamentos latitudinais (que em 
média variam anualmente de 100 a 150) influenciam 
fortemente o clima de muitas áreas. Por exemplo, 
em escala global, devemos esperar chuva 
abundante onde o ar sobe e muito pouca onde ele 
desce. Conseqüentemente, existem áreas com altas 
taxas de precipitação sobre os trópicos, onde o ar 
úmido ascende em conjunção com a ZCIT e entre 
450 e 550 de latitude, onde as tempestades de 
latitudes médias e a frente polar forçam o ar para 
cima. Encontram-se áreas de baixa precipitação 
perto de 300 de latitude, nas proximidades das altas 
subtropicais, e nas regiões polares onde o ar é frio e 
seco. (Ver Figura 7.17). 
A região entre os doldrums e as latitudes dos 
cavalos, é uma área influenciada tanto pela ZCIT 
como pelas altas subtropicais. No verão (período de 
alta incidência solar), as altas subtropicais se movem 
na direção dos pólos e a ZCIT invade esta área, 
trazendo com ela muita precipitação. No inverno 
(baixa incidência solar), as altas subtropicais se 
movem para o equador, trazendo com elas tempo 
claro e seco. 
Durante o verão, as altas do Pacífico se 
deslocam para norte para uma posição fora da costa 
da Califórnia (Figura 7.18). O ar que desce do seu 
lado leste produz uma forte inversão de subsidência 
em altos níveis. Isto tende a manter o tempo de 
verão, ao longo da Costa Oeste dos Estados Unidos, 
relativamente seco. A estação chuvosa tipicamente 
ocorre no inverno quando a alta se move para o sul 
e as tempestades são capazes de penetrar na 
região. Ao longo da Costa Leste, a circulação horária 
dos ventos em torno da alta da Bermuda (Figura 
7.18) traz o ar quente tropical para norte para os 
Estados Unidos e sul do Canadá a partir do Golfo do 
México. Como o ar subsidente não é tão 
desenvolvido neste lado da alta, o ar úmido pode 
ascender e condensar em torres de nuvens 
cumulonimbos de tempestades. Assim, em parte, 
são os movimentos do ar associados com as altas 
subtropicais que mantém o tempo seco no verão na 
Califórnia e úmido na Geórgia. (Compare a 
distribuição de precipitação em Los Angeles na 
Califórnia e em Atlanta na Geórgia – Figura 7.19). 
 
Ventos de Oeste e as Correntes de Jato – 
No capítulo 6, aprendemos que os ventos acima das 
latitudes médias em ambos os hemisférios sopram 
mais ou menos na direção de oeste para leste. A 
razão para esses ventos de oeste é que, em cima, 
nós geralmente encontramos altas pressões sobre a 
região equatorial e baixas pressões sobre as regiões 
polares. Onde esses ventos de altos níveis tendem 
a se concentrar em bandas estreitas, nós 
encontramos rios de ar com movimentos muito 
rápidos – chamados de correntes de jato. 
As correntes de jato atmosféricas são 
correntes de ar fluindo, tendo centenas de milhas de 
comprimento, normalmente menos do que algumas 
milhas de largura e tipicamente menos que uma 
milha de altura (Ver Figura 7.20) A velocidade do 
vento no centro da corrente de jato geralmente 
excede 100 nós e ocasionalmente 250 nós. As 
correntes de jato são geralmente encontradas na 
tropopausa em elevações entre 10 e 14 km embora 
elas possam ocorrer tanto em altitudes maiores 
quanto menores. 
Já que correntes de jato são bandas de 
ventos fortes, eles devem se formar do mesmo jeito 
que todos os ventos – devido às diferenças 
horizontais de pressão. Na Figura 7.20, note que a 
corrente de jato está situada ao longo da borda onde 
o ar frio polar fica ao norte e o ar subtropical mais 
quente fica ao sul. Recorde, pela nossa discussão 
anterior que esta fronteira é marcada pela frente 
polar (Ver Figura 7.15). Nos níveis mais acima, os 
fortes contrastes na temperatura ao longo da frente 
produz rápidas mudanças horizontais de pressão, o 
que produz gradientes fortes de pressão. Essas 
condições intensificam a velocidade do vento ao 
longo da frente e causam a corrente de jato. Como 
o contraste norte-sul de temperatura no inverno é 
mais acentuado do que no verão, o jato polar 
apresenta variações sazonais. No inverno os ventos 
são mais fortes e o jato se move mais para o sul 
(H.N.) com o limite do ar frio podendo se estender 
até o sul da Califórnia, sul do Texas e até mesmo até 
a Flórida. No verão, o jato polar é mais fraco e é 
geralmente encontrado mais ao norte, tal como 
sobre o Canadá. 
As correntes de jato foram primeiramente 
encontradas pelas aeronaves militares durante a 
Segunda Guerra Mundial, mas já se suspeitava de 
sua existência anteriormente. Observações feitas da 
superfície de nuvens do tipo cirros que se moviam 
com grande velocidade tinham revelado que os 
ventos de oeste em altitude também deveriam estar 
se movendo muito rapidamente. 
A Figura 7.21 ilustra a posição média das 
correntes de jato, da tropopausa e do fluxo geral de 
ar para o hemisfério norte no inverno. A partir deste 
diagrama, podemos ver que existem duas correntes 
de jato, ambas localizadas na tropopausa, onde 
ocorre a mistura entre o ar troposférico e o 
estratosférico. A corrente de jato situada a quase 13 
km acima da alta subtropical é o jato subtropical. A 
corrente de jato situada à cerca de 10km perto da 
frente polar é conhecida como corrente de jato 
polar, ou simplesmente, o jato polar. 
 Na Figura 7.21, o vento no centro do jato 
deve fluir como os ventos de oeste a partir de quem 
olha. Este direção, naturalmente, é somente um 
estado médio, já que as correntes de jato sempre 
apresentam ondulações nas direções norte-sul. O 
jato polar pode se dividir em dois jatos e pode se 
juntar ao jato subtropical. 
Podemos ver as ondulações do jato 
observando a Figura 7.22. Este diagrama mostra a 
posição do jato em 8 de abril de 1979. As linhas da 
figura são as isotacas (linhas de mesmo valor de 
velocidade do vento) e as setas representam o fluxo 
do ar e o centro do jato. Neste nível o fluxo do vento 
é quase paralelo às linhas de contorno, então pode-
se ver que cavados de baixa pressão existem sobre 
os estados à oeste e ao longo da Costa Leste dos 
Estados Unidos, enquanto cristas de altas pressões 
cobrem o Planalto Central. Note que os ventos mais 
fortes são localizados nos cavados. Esta região de 
ventos mais fortes é chamada de máximo do jato (ou 
“jet streak”). No capítulo 8, veremos que esta região 
de ventos em altos níveis é um fator importante no 
desenvolvimento e intensificação dos sistemas de 
tempestades. 
Olhe novamente para a Figura 7.22 e 
observe que o movimento no centro do jato sobre 
Los Angeles se move para norte para o Canadá, 
depois se desvia para sudeste, eventualmente indo 
para a costa da Virgínia. Esta configuração em 
forma ondulada ilustra uma função importante das 
correntes de jato. Do lado leste do cavado, o ar que 
se move carrega ar quente na direção dos pólos, 
enquanto do lado oeste, o fluxo mais de norte trás ar 
frio na direção do equador. As correntes de jato têm, 
portanto, significativa importância na transferência 
global de calor. Já que as correntes de jato tendem 
a se estender por todo o globo, podemos perceber 
facilmente como uma nuvem radioativa do acidente 
nuclear de Chernobyl na Rússia, durante abril de 
1986, pôde atingir os Estados Unidos e várias outras 
regiões do mundo. 
Embora a corrente de jato polar e o jato 
subtropical sejam os mais conhecidos e noticiados, 
existem outros tipos de jatos menos mencionados. 
Por exemplo, existem os jatos de baixos níveis que 
se formam exatamente no planalto central dos 
Estados Unidos. Este jato durante o verão (com 
picos de 60 nós) geralmente contribui para a 
formação de tempestades durante o período 
noturno. Nos níveis altos, perto dos subtrópicos, um 
jato de leste na época do verão chamado de jato 
tropical de leste se forma próximo à base da 
tropopausa.Durante o escuro inverno polar, o jato 
polar estratosférico se forma perto do topo da 
estratosfera. 
 
Circulação Geral e os Oceanos 
 
Embora o conhecimento científico de todas as 
interações entre os oceanos e a atmosfera esteja 
ainda longe de estar completo, existem algumas 
relações que merecem ser mencionadas aqui. 
Na medida que o vento sopra sobre os 
oceanos, ele faz com que a água da superfície se 
mova com ele. A água que se move vai se 
empilhando gradativamente, criando gradientes de 
pressão dentro da água. Isso provoca mais 
movimento várias centenas de metroa mais ao fundo 
da água. Desta maneira, o fluxo geral dos ventos ao 
redor do globo inicia o movimento das principais 
correntes oceânicas superficiais. A relação entre a 
circulação geral da atmosfera e as correntes 
oceânicas pode ser percebida comparando-se as 
Figuras 7.16 e 7.23. 
Por causa do maior atrito de arrasto na água, 
as correntes oceânicas se movem mais 
vagarosamente do que os ventos predominantes. 
Tipicamente, a faixa de velocidade varia de vários 
quilômetros por dia a vários quilômetros por hora. Na 
Figura 7.23 podemos ver que as correntes oceânicas 
tendem a girar em círculos semi-fechados. No 
Atlântico Norte, fluindo para norte ao longo da costa 
leste dos Estados Unidos, existe uma tremenda 
corrente de água quente chamada de Corrente do 
Golfo, que carrega grande quantidade de água 
quente tropical para latitudes mais altas. Na costa 
da Carolina do Norte, a Corrente do Golfo fornece o 
aquecimento e a umidade para o desenvolvimento 
de tempestades de latitudes médias. 
Note na Figura 7.23 que na medida que a 
Corrente do Golfo se move para norte, os ventos 
predominantes de oeste a desviam para fora da 
costa da América do Norte e para leste na direção 
da Europa. Geralmente, ela se afunda e fica mais 
vagarosa na medida que sobe como “North Atlantic 
Dift”. Na medida que esta corrente se aproxima da 
Europa, parte dela flui para norte ao longo da costa 
da Grã Bretanha e Noruega, trazendo com ela água 
quente (que ajuda a manter as temperaturas de 
inverno muito mais aquecidas do que se esperaria 
tão ao norte). A outra parte, flui para sul como a 
Corrente das Canárias, que transporta a água fria do 
norte em direção ao equador. No Oceano Pacífico, 
a contrapartida para a Corrente das Canárias, é a 
Corrente da Califórnia que carrega água fria para sul 
ao longo da costa oeste dos Estados Unidos. 
Até agora, nós temos visto que as 
circulações da atmosfera e do oceano estão 
intimamente ligadas; o vento que passa sobre o 
oceano produz as correntes oceânicas. As 
correntes, juntamente com o vento, transferem calor 
da área tropicais, onde há um excesso de energia 
para as regiões polares, onde tem um déficit. Isso 
ajuda a igualar as desigualdades latitudinais de 
energia com cerca de 40 % do total de calor 
transportado no hemisfério norte vindo das correntes 
oceânicas superficiais. As implicações para o meio 
ambiente desta transferência de calor são 
tremendas. Se continuasse a ocorrer o desequilíbrio 
de energia, as diferenças anuais de temperatura 
entre as baixas e altas latitudes iriam aumentar 
grandemente e o clima mudaria gradualmente. 
 
Ventos e Ressurgência – Já vimos que a 
Corrente da Califórnia flui paralelamente à costa 
oeste da América do Norte. Disto podemos concluir 
que as temperaturas superficiais da água no verão 
serão resfriadas ao longo da costa de Washington e 
gradualmente se aquecerão na medida que se 
deslocarem para sul. Uma rápida olhada na 
temperatura das águas ao longo da costa oeste dos 
Estados Unidos durante o mês de agosto (Figura 
7.24) rapidamente altera esta noção. A água mais 
fria é observada ao longo da costa norte da 
Califórnia perto de Cabo Mendocino. A razão para a 
água costeira fria é a ressurgência – a ascensão da 
água fria do fundo. 
Para ocorrer ressurgência o vento deve fluir 
mais ou menos paralelamente à linha da costa. Note 
na Figura 7.25 que os ventos de verão fluem 
paralelamente à linha da costa da Califórnia. Na 
medida que o vento sopra sobre o oceano, a água 
superficial se coloca também em movimento. Na 
medida que a água superficial se move, ela se 
desvia levemente para sua direita devido ao efeito 
de Coriolis (lembre-se que no Hemisfério Sul este 
desvio seria para a esquerda). A água logo abaixo 
da camada superficial também se move e se desvia 
para a direita. O efeito líquido deste fenômeno é que 
uma camada da água superficial se move em 
ângulos retos ao vento e se dirige para a direção do 
mar. Na medida que a água superficial se afasta da 
costa, a água do fundo fria e rica em nutrientes 
emerge (ressurge) para substituí-la. A ressurgência 
é mais forte e a água superficial é mais fria onde o 
vento é paralelo à costa, como acontece durante o 
verão na costa ao norte da Califórnia. 
Por causa da água fria na costa, o tempo 
durante o verão ao longo da Costa Oeste 
freqüentemente consiste de nuvens baixas e de 
nevoeiro, na medida em que o ar sobre a água é 
resfriado até o ponto de saturação. A ressurgência 
tem como resultado uma grande produção de 
peixes, na medida em que altas concentrações de 
nutrientes são trazidas para a superfície. Mas nadar 
é uma tarefa apenas para os mais corajosos já que a 
temperatura da água na superfície no verão é quase 
100C mais fria do que a média da temperatura da 
água encontrada na mesma latitude ao longo da 
Costa do Atlântico. 
Entre a superfície do oceano e a atmosfera, 
ocorre uma troca de calor e umidade que depende, 
em parte, das diferenças de temperatura entre a 
água e o ar. No inverno, quando os contrastes entre 
as temperaturas do ar e da água são maiores, existe 
uma substancial transferência de calor latente da 
superfície do oceano para a atmosfera. Esta energia 
ajuda a manter o fluxo global do ar. 
Conseqüentemente, mesmo uma mudança 
relativamente pequena nas temperaturas da 
superfície do oceano podem modificar a circulação 
atmosférica e ter efeitos remotos nas configurações 
globais do tempo. A próxima seção descreve como 
os evento de tempo podem estar vinculados às 
mudanças na temperatura do oceano no Pacífico 
tropical. 
 
El Niño e a Oscilação Sul – Ao longo da costa 
oeste da América do Sul, onde a corrente fria do 
Peru flui para norte (ver Figura 7.23), ventos de sul 
promovem a ressurgência da água fria e rica em 
nutrientes que dá origem a uma grande população 
de peixes, especialmente de anchovas. A 
abundância dos peixes sustenta uma grande 
população de pássaros marítimos (chamados 
guanos) cujas fezes produzem extensos depósitos 
ricos em fosfato que sustenta a indústria de 
fertilizantes. Perto do final de cada ano, uma 
corrente quente pobre em nutrientes de água tropical 
se move para sul, substituindo a água superficial fria 
e rica em nutrientes. Como esta condição ocorre 
freqüentemente perto do Natal, os residentes locais 
chamam-na de El Niño, referindo-se ao menino 
Jesus. 
Na maioria dos anos, o aquecimento dura 
apenas umas poucas semanas ou até um mês, após 
o que as configurações do tempo retornam ao 
normal e a pesca aumenta. Entretanto, quando as 
condições de El Niño duram por mais que um mês, e 
um aquecimento mais expressivo do oceano ocorre, 
os resultados econômicos tornam-se catastróficos. 
Esses episódios extremamente quentes, que 
ocorrem em intervalos irregulares de três a sete 
anos, agora são conhecidos como eventos fortes de 
El Niño. 
Durante eventos El Niño como estes, um 
grande número de peixes e plantas marinhas podem 
morrer. Os pássaros e os peixes mortos 
contaminam as águas das praias do Peru; sua 
decomposição diminui o suprimento de oxigênio da 
água, o que leva a produção de bactérias e uma 
enorme quantidade de sulfeto de hidrogênio (gás 
sulfídrico) de forte odor. OEl Niño de 1972-73 
reduziu drasticamente a produção de anchovas no 
Peru. Como a maior parte da produção deste peixe 
é convertida em carne de peixe para exportação e 
usada na alimentação do gado confinado e de aves 
domésticas, a produção mundial de carne de peixe 
em 1972 foi grandemente reduzida. Países tais 
como os Estados Unidos que contam com este tipo 
de alimento para seus animais tiveram que usar a 
soja como alternativa. Isso aumentou os preços das 
aves nos Estados Unidos em mais de 40%. Um El 
Niño menos severo ocorreu em 1976-77. Mas um El 
Niño extremamente forte ocorreu em 1982-83. 
Normalmente, no Oceano Pacífico Tropical, 
os alísios são ventos persistentes que fluem para 
oeste a partir das regiões de pressões mais altas 
sobre o Pacífico leste para as regiões de pressões 
mais baixas centradas na Indonésia (ver Figura 
7.16a). Os alísios que se movem para oeste 
arrastam com ela parte da água fria localizada ao 
longo da costa da América do Sul. Na medida que a 
água se move para oeste, ela é aquecida pela luz 
solar e pela atmosfera. Conseqüentemente, no 
Oceano Pacífico, a água superficial ao longo do 
Equador é fria à leste e quente à oeste. Em adição, 
o arrasto da água superficial aumenta o nível da 
água no Pacífico oeste e diminui no Pacífico leste. 
Isto produz uma camada fina de água quente sobre 
o Oceano Pacífico tropical oeste e uma corrente 
oceânica fraca (chamada de contracorrente) que flui 
para leste na direção da América do Sul. 
Em alguns poucos anos, as configurações 
de pressão atmosférica a superfície se quebram, na 
medida em que a pressão do ar aumenta sobre a 
região do Pacífico oeste e diminui sobre o Pacífico 
leste. Esta mudança na pressão enfraquece os 
alísios, e, quando ocorrem fortes reversões, os 
ventos de leste são substituídos por ventos de oeste. 
Os ventos de oeste fortalecem a contracorrente, 
fazendo a água quente se dirigir para leste na 
direção da costa da América do Sul e dominando 
vasta área do Pacífico tropical. Perto do final do 
período de aquecimento, que pode durar de um a 
dois anos, a pressão atmosférica sobre o Pacífico 
leste reverte e começa a aumentar, enquanto que 
sobre o Pacífico oeste ela cai. Esta configuração de 
gangorra, com reversão da pressão do ar na 
superfície nos lados opostos do Oceano Pacífico, é 
chamada de Oscilação Sul. Já que a reversão da 
pressão e o aquecimento do oceano são mais ou 
menos simultâneos, os cientistas chamam este 
fenômeno de El Niño/Oscilação Sul, ou ENOS. 
Embora a maioria dos episódios ENOS siga uma 
evolução similar, cada evento tem sua própria 
personalidade, diferindo tanto em intensidade como 
em comportamento. 
Durante o evento ENSO de 1982-1983, os 
ventos de oeste perto do equador ficaram mais 
fortes do que durante qualquer outro episódio prévio. 
Na medida que estes ventos fluíam para leste, eles 
arrastavam a água superficial com eles. Isto 
aumentou o nível do mar à leste e abaixou à oeste. 
A água em movimento para leste gradualmente se 
aqueceu sob o sol tropical, ficando 60C mais quente 
que o normal no Pacífico equatorial leste. 
Gradualmente uma espessa camada de água quente 
foi empurrada para as áreas costeiras do Equador e 
do Peru, retirando daí a água fria e rica em 
nutrientes. A água anormalmente quente se 
estendeu da região da costa da América do Sul por 
milhares de milhas para oeste ao longo do Equador 
(Ver Figura 7.26). A água tropical quente também se 
espalhou para norte ao longo da costa oeste da 
América do Norte. 
Tal área extensa com águas anormalmente 
quentes pode afetar as configurações globais do 
vento. A água tropical quente adiciona para a 
atmosfera combustível na forma de mais calor e 
mais umidade, o que a atmosfera transforma em 
mais tempestades e mais precipitação. O 
aquecimento adicional dos oceanos e a liberação de 
calor latente durante a condensação aparentemente 
influenciam os ventos de oeste em altos níveis de tal 
modo que certas regiões do globo experimentam 
excesso de precipitação enquanto outras sofrem de 
falta de precipitação. 
Embora o mecanismo real pelo qual as 
mudanças na temperatura da superfície do mar 
influenciam as configurações globais do vento não 
esteja completamente entendido, o produto final é 
bastante visível. Por exemplo, durante o El Niño de 
1982-83, secas severas foram observadas na 
Indonésia, no sul da África e na Austrália, onde a 
produção de vários cereais ficou na metade do que 
foi produzido no ano anterior. Além disso, recordes 
de precipitação e enchentes ocorreram sobre o 
Equador e Peru, o que fez com que a pesca 
comercial ficasse em 50% do total de 1981. No 
hemisfério norte, um jato subtropical mais forte que o 
usual trouxe tempestades da Califórnia para os 
estados da costa do Golfo. 
Um episódio El Niño durante 1986-87 
causou chuvas fortes e enchentes na costa do 
Equador e noroeste do Peru. Ao mesmo tempo, o 
jato subtropical (sendo alimentado pela água quente 
tropical e grandes tempestades) curvou sua 
trajetória sobre o sudeste dos Estados Unidos, 
trazendo chuva abundante para a região que, 
durante o verão anterior, tinha sofrido com uma seca 
devastadora. Durante o EL Niño de 1991-1992, o 
jato subtropical mais uma vez ondulou sobre a 
América do Norte. Nesta época ele causou 
enchentes extensas sobre o Texas, trouxe chuvas 
substanciais para o sul da Califórnia que estava 
experimentando cinco anos de seca. 
Passando o evento ENOS, os ventos alísios 
geralmente retornam ao normal. Entretanto, se estes 
alísios ficam excepcionalmente fortes, águas 
anormalmente mais frias se movem sobre o Pacífico 
leste e central, e a água aquecida e o tempo 
chuvoso fica confinado principalmente ao Pacífico 
tropical oeste. Este episódio de águas frias, com 
características opostas ao El Niño, tem sido 
denominado de La Niña. Alguns cientistas 
acreditam que a La Niña excepcionalmente forte de 
1988 pode ter contribuído para a seca de verão 
sobre a América do Norte naquele ano. 
Os episódios de El Niño são previsíveis? 
Modelos recentes, que simulam as condições 
atmosféricas e oceânicas, fizeram um excelente 
trabalho na previsão do evento de 1991-92. No 
momento, entretanto, os modelos ainda são 
melhores para predizer as tendências do tempo 
sobre grandes regiões do que na previsão de 
eventos específicos de tempo sobre uma área 
particular. Como o evento El Nino-Oscilação Sul é 
uma parte da interação oceano-atmosfera de grande 
escala que leva vários anos para se desenvolver, 
espera-se que um melhor conhecimento do 
fenômeno possa fornecer previsões de tempo e 
clima de mais longo prazo. 
 
Resumo 
 
Neste capítulo examinamos uma variedade de 
circulações atmosféricas. Observamos os ventos de 
pequena escala e encontramos que vórtices podem 
se formar na região de forte cisalhamento do vento, 
especialmente nas proximidades do jato tropical. Em 
uma escala um pouco maior, as brisas marítimas e 
terrestres sopram em resposta às diferenças locais 
de pressão criadas por taxas de aquecimento e 
resfriamento diferentes em superfícies de água ou 
de solo. Os ventos de monção mudam de direção 
sazonalmente, enquanto que as brisas de vale e 
montanha mudam de direção no decorrer do dia. 
A configuração dos ventos em uma escala 
maior, aquela que persiste em torno do globo, é 
chamada de circulação geral da atmosfera. Na 
superfície em ambos os hemisférios, os ventos 
tendem a soprar de leste para nordeste nos trópicos, 
de oeste nas latitudes médias e de leste para 
nordeste nas regiões polares. Nós encontramos as 
correntes de jato nas regiões onde os ventos de 
oeste de altos níveis tendem a se concentrar em 
estreitas bandas. O deslocamento anual dos 
grandes sistemas de pressão e dos cinturões de 
vento – para norte em julho e para sul em janeiro – 
influenciafortemente a precipitação anual em muitas 
regiões. 
No final do capítulo nós examinamos a 
interação entre a atmosfera e os oceanos. Esta 
interação se dá nos dois sentidos e influencia muitas 
coisas. Em grande escala, os ventos soprando 
sobre a superfície da água dirigem as grandes 
correntes oceânicas superficiais; o oceano por sua 
vez, libera energia para a atmosfera, o que ajuda a 
manter a circulação geral da atmosfera. Quando a 
água quente se estende sobre uma vasta área da 
região do Pacífico tropical durante a condição 
conhecida como de evento El Niño, as interações de 
grande escala da atmosfera e dos oceanos podem 
ter um efeito dramático sobre o tempo e o clima em 
muitas áreas do mundo. 
 
Termos Chave 
 
 Os seguintes termos foram listados na ordem em que aparecem no texto. Defina cada um. 
Isto o ajudará a revisar o material apresentado neste capítulo. 
 
Escalas de movimento 
Microescala 
Mesoescala 
Macroescala 
Rotor 
Cisalhamento do vento 
Turbulência em ar claro 
Circulação térmica 
Brisa marítima 
Brisa terrestre 
Sistema de monções 
Brisa de vale 
Brisa de montanha 
Vento catabático 
Vento chinoco ou Foehn 
Circulação geral da atmosfera 
Célula de Hadley 
Doldrums 
Altas subtropicais 
Ventos alísios 
Ventos de travessia 
Zona de Convergência 
intertropical (ZCIT) 
Ventos de oeste 
Frente polar 
Baixa subpolar 
Alta do Pacífico 
Baixa da Islândia 
Baixa das Aleutas 
Alta siberiana 
Corrente de jato 
Jato subtropical 
Corrente de jato polar 
Ressurgência 
El Niño 
Oscilação Sul 
 
 
QUESTÕES DE REVISÃO 
 
1. Descreva as várias escalas de movimento e dê um exemplo de cada uma delas? 
2. Defina o termo cisalhamento do vento. 
3. Usando um diagrama, explique como se desenvolve uma circulação térmica. 
4. Por que a brisa marítima flui do mar para a terra e a brisa terrestre flui da terra para o mar? 
5. (a) Explique brevemente como os sistemas de monções se desenvolvem sobre o leste e o sul da Ásia. 
(b) Porque a monção de verão na Índia é úmida e a monção de inverno seca? 
6. Você está pescando de molinete num rio de montanha no início da manhã. Você espera que o vento 
esteja soprando rio acima ou rio abaixo? Explique. 
7. Que vento produzirá nuvens: uma brisa de vale ou uma brisa de montanha? Por quê? 
8. Desenhe um círculo grande. Agora, coloque as principais configurações de pressão em superfície e os 
cinturões de vento do mundo em suas latitudes apropriadas. 
9. Explique como e porque as características de pressão média em superfície variam do verão para o inverno. 
10. Explique as relações entre a circulação geral do ar e a circulação das correntes oceânicas. 
11. (a) O que é um evento El Niño principal? 
(b) O que ocorre com a pressão em superfície em extremidades opostas do oceano Pacífico durante a 
Oscilação Sul? 
(c) Descreva como a Oscilação Sul influencia um evento El Niño principal. 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
Figura 7.1 – Escalas do movimento atmosférico. Os pequenos movimentos da microescala constituem uma parte dos moviments de 
mesoescala, que , por seu turno, são parte dos movimentos maiores de escala sinótica. Deve-se observar que na medida em que a escala 
torna-se maior, os movimentos observados nas escalas menores tornam-se invisíveis. 
 
Figura 7.2 – Sob condições de estabilidade, o ar que flui passando por uma cadeia de montanhas pode criar vórtices muitos quilômetros à 
sotavento da montanha. 
 
 
 
 
Figura 7.3 – Circulação térmica induzida pelo aquecimento e 
resfriamento da atmosfera pero do solo (As letras H e L 
referem-se à pressão atmosférica). 
 
 
Figura 7.4 – Desenvolvimento da brisa marítima e da brisa 
terrestre. (a) Na superfície, a brisa marítima flui da água para 
a terra, enquanto (b) a brisa terrestre flui da terra para a água. 
 
 
 
Figura 7.5 – O limite de uma brisa marítima marcado por uma banda de nuvens movendo-se no norte da Califórnia. 
 
 
 
Figura 7.6 – Efeitos de aquecimento e ascensão do ar ao longo da brisa marítima combinados para formar, quase diariamente, 
tempestades à tarde, durante o verão no sul da Flórida. 
 
 
 
Figura 7.7 – Mudança anual da 
configuração do vento associada 
com as monções de inverno e verão 
na Ásia. 
 
 
 
 
 
 
 
Figura 7.8 – As brisas de vale fluem montanha à cima durante o dia; as brisas de montanha fluem na 
direção do vale à noite. As letras H e L representam valores de altas e baixas pressões, 
respectivamente, e as linhas cheias são as superfícies de pressão. 
 
 
 
Figura 7.9 – As superfícies das encostas das montanhas se aquecem durante o dia, o ar sobe e, geralmente, se condensa em grandes 
nuvens cumulonimbos tais como a desta fotografia. 
 
 
 
 
 
 
 
Figura 7-10 – Tipo de condensação que pode dar origem ao vento 
Fohen ou Chinook. 
 
Figura 7.14 – Esquema da circulação geral da atmosfera em uma 
terra sem rotação, uniformemente coberta de água e com o sol 
incidindo diretamente sobre o equador. 
 
 
 
 
Figura 7.15 – O diagrama (a) mostra uma distribuição de pressão e vento idealizada para uma terra que gira com uma cobertura uniforme 
de água. O diagrama (b) mostra a denominação dos ventos em superfície para uma terra em rotação e coberta uniformemente de água. 
 
 
(a) Janeiro 
 
(b) Julho 
Figura 7.16 – Distribuição da pressão ao nível médio do mar e do vento em superfície para janeiro (a) e para julho (b). A linha 
pontilhada grossa representa a posição da ZCIT. 
 
 
Figura 7.17 – Principais sistemas de pressão e configurações idealizadas do movimento do ar e da precipitação associados à circulação 
geral da atmosfera. (Áreas sombreadas de azul representam áreas de chuvas abundantes). 
 
 
 
Figura 7.18 – Durante o verão a alta do Pacífico se move para norte. O ar subsidente ao longo do seu lado leste produz uma forte inversão 
de subsidência, que faz prevalecer o tempo relativamente seco sobre a região. Ao longo do lado oeste da alta da Bermuda, os ventos de 
direção sul trazem ar úmido que sobe, se condensa e produz chuva abundante. 
 
 
 
 
Figura 7.19 – Precipitação anual média para Los Angeles, na Califórnia, e para Atlanta, na Geórgia. 
 
 
 
Figura 7.20 – A corrente de jato é uma forte corrente de ar que se move de oeste para leste. Ela se forma ao longo da borda onde o ar 
quente da região tropical se encontra com o ar frio dos pólos. 
 
 
 
 
 
Figura 7.21 – Posição média da corrente 
de jato polar e do jato subtropical, em 
relação ao modelo de circulação geral no 
inverno. Ambos os jatos estão fluindo 
como se estivessem entrando nesta 
página, afastando-se de quem observa, 
correspondendo a uma direção de oeste 
para leste. 
 
 
 
 
 
Figura 7.22 – Posição da corrente de jato polar em torno de 9 km 
sobre a superfície em 18 de abril de 1979 sobre os Estados Unidos. 
As linhas sólidas são isotacas (linhas de esmo valor de velocidade do 
vento) em nós. A linha mais grossa é o eixo da corrente de jato. 
 
 
 
 
Figura 7.24 – Temperatura média da superfície do mar (F) 
ao longo da costa oeste dos Estados Unidos durante o mês 
de agosto. 
 
 
 
 
 
 
Figura 7.23 – Posição média e extensão das principais correntes oceânicas. As correntes frias estão traçadas em azul e as correntes 
quentes em vermelho 
 
 
 
Figura 7.25 – Na medida em que o vento flui paralelamente à costa oeste da América do Norte, a água superficial é transportada para a 
direita (para fora da costa). A água fria move-se do fundo para a superfície para substituir a água superficial (ressurgênica). 
 
 
 
 
Figura 7.26 – Algumas das 
condições que ocorreram 
durante o evento principal de 
El Nino de 1982-83. 
 
 
 
 
Formação de turbulência em ar claro (TAC) ao longoda borda de um cisalhamento da velocidade do vento. 
 
 
 
Figura 2 – Os vórtices turbulentos formados em uma região de cisalhamento do vento produzem estas nuvens. 
 
 
 
Figura 3 – As cidades localizadas na borda entre o ar quente e o ar frio podem experimentar mudanças bruscas de temperatura.

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