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II Seminário de Pesquisa em Geografia Física - Programa de Pós-graduação em Geografia Física -USP- 11 a 12 dez 2004

DISTÚRBIOS TROPICAIS Leslie F. MUSK

Tradução: Maria Elisa Siqueira SILVA Programa de Pós-Graduação em Geografia Física

FFLCH – Universidade de São Paulo [email protected]

Já foi sugerido que distúrbios organizados da escala sinótica produzem mais do que 90% da chuva nos trópicos. Estes distúrbios podem apresentar uma grande variedade de formas, mas os tipos mais comuns de distúrbios são as ondas de leste e os ciclones tropicais superpostos ao escoamento dos ventos alísios. Ondas de Leste O modelo clássico e a descrição das ondas de leste foram desenvolvidos por Rhiel e seus contribuidores na área do Caribe depois da II Guerra Mundial. Uma onda de leste é uma onda, ou um cavado de baixa pressão, inserido no escoamento dos alísios; o cavado estende-se na direção dos pólos e é orientado na direção nordeste-sudoeste no hemisfério norte, com uma inclinação para leste (Figura 14.1). Estas ondas movem-se para oeste entre as latitude de 5o e 20o, a 5-8 m/s (metade da velocidade dos alísios na altura de sua máxima intensidade), sofrendo pouca variação com o tempo. As ondas de leste ocorrem principalmente na área oeste dos oceanos, depois do período com excesso de radiação solar, quando a inversão dos ventos alísios é fraca ou ausente e os ventos estendem-se além de 400 mb. Aproximadamente 50 ondas cruzam o Atlântico central em cada ano durante os meses de verão e outono; normalmente uma onda fica presente sobre parte do Caribe quase que diariamente, entre os meses de junho e setembro (veja Figura 13.2). As ondas que se originam sobre a África podem ser levadas para oeste por sobre o oceano Atlântico, pelo Caribe, pela América Central e ainda pelo Pacífico; dois terços das ondas que deixam a costa oeste da África alcançam as ilhas caribenhas seis ou sete dias depois; aproximadamente metade encontra-se sobre a América Central, das quais, a maioria alcança o Pacífico. Considera-se que um quarto das ondas de leste intensificam-se e tornam-se depressões tropicais, e 10% eventualmente tornam-se tormentas tropicais. A onda de leste está ilustrada na Figura 14.1, que mostra uma superfície típica do escoamento da média troposfera associado com uma onda de leste sobre o Caribe. A onda está presente na carta de superfície, mas tipicamente alcança sua maior intensidade entre 700-500 mb (aproximadamente a 4 km), e então se desintensifica com a altitude. À frente do cavado, de acordo com Rhiel, são características a divergência em baixos níveis e a subsidência, associadas a tempo bom; a camada úmida e relativamente baixa (1200-1800 metros) permite a baixa altitude da inversão dos ventos alísios. Formam-se Cumulus espalhados em “ruas” de nuvens até a altura da inversão, com pouca ou nenhuma precipitação. No eixo do cavado a inversão dos alísios se eleva e se enfraquece consideravelmente; ocorre convecção profunda dentro de nuvens cumulonimbus, produzindo ocasionalmente tempestades. Atrás do eixo do cavado (ou seja, a leste), existe um giro na direção do vento e a convergência em baixos níveis com

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forte movimento ascendente torna-se dominante. Desenvolvem-se profundas nuvens cumulonimbus, produzindo fortes tempestades com trovões e um resfriamento geral da superfície; ocorre divergência em níveis superiores. A inversão é perfurada pelas nuvens de tempestades que podem crescer até 9 ou 10 km, ou mais; linhas de instabilidade são uma forma comum de conjunto de tempestades, e pode ser intensificada localmente pelo relevo e contraste de temperatura terra/mar na costa. A taxa de precipitação é tipicamente 2,5 cm por dia (ou mais, em áreas continentais com relevo acentuado, sendo localmente intensificada).

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Figura 14.1 Estrutura de uma onda de leste sobre o Caribe: (a) linhas de corrente na superfície movendo-se para oeste (na direção da seta maior) a uma velocidade menor do que a dos ventos alísios – as barbelas indicam a velocidade, sendo que cada barbela pequena representa 2,5 m/s; (b) padrão de linhas de corrente a 500 mb – a amplitude da onda é grande (i.e., mais pronunciada) do que à superfície, e o eixo está mais a leste; (c) seção vertical de oeste a leste, indicando a convecção limitada a frente do cavado e nuvens profundas atrás do cavado – as setas indicam a velocidade e a direção do vento horizontal. Em imagens de satélite, uma onda de leste assemelha-se a um conjunto de nuvens, com uma cobertura de cirrus em níveis altos acima da linha das nuvens cumulonimbus (somente 1-2% da área da onda de leste é ocupada por convecção profunda). A organização espacial das ondas de leste é mais variável do que o modelo clássico de Rhiel para o Caribe indica. De fato, em 1967 ele mostrou evidências das ondas de leste sobre o leste do Caribe que se moviam mais rapidamente do que o escoamento dos alísios no qual estavam contidas. Como resultado, convergência (com atividade convectiva associada) desenvolveu-se à frente (a oeste) do cavado. Resultados similares foram obtidos em estudos de ondas que se deslocavam da costa da África, durante o GATE em 1974, quando o movimento vertical principal ocorreu à frente do cavado. Em geral, é bom dizer que o modelo clássico de ondas de leste tem sido muito usado, mas não se ajusta a todas as configurações de ondas. É agora conhecido que as ondas de leste têm uma variedade de subtipos, incluindo ondas que têm nuvens com a forma de um V invertido, o que foi observado sobre o leste do Atlântico e do Pacífico. Sob

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condições favoráveis, ondas de leste podem se desenvolver e dar origem a ciclones tropicais. Ciclones Tropicais Ciclones tropicais ou furacões são tempestades marítimas tropicais violentas, freqüentemente com uma forma circular quando completamente desenvolvidos, com pressões muito baixas na região central e ventos superiores a 33 m/s (115 km/h ou 64 nós). Freqüentemente a velocidade do vento é superior a 50 m/s, e eles são um dos mais devastadores e amedrontadores fenômenos naturais. A previsão do desenvolvimento destes sistemas é um dos maiores problemas não resolvidos da meteorologia atual. Distúrbios tropicais que se deslocam na circulação da célula de Hadley são conhecidos como depressões tropicais se a velocidade média do vento em um minuto não excede 17 m/s (33 nós); são tormentas tropicais se o vento médio varia entre 17 e 33 m/s; e são designadas como ciclones tropicais somente se os ventos excedem 33 m/s, medidos em um minuto. Os ciclones tropicais são conhecidos como furacões nas proximidades da costa da América do Norte e do Caribe, como tufões na parte oeste do Pacífico Norte e como ciclones na Baía de Bengala e nas proximidades da Austrália. Desde 1953 os ciclones recebem nomes individuais (em seqüência alfabética durante a estação) quando apresentam intensidade de tormenta tropical, para ajudar a comunicação e descrição nas cartas de tempo. Ciclones tropicais são regiões de intensa baixa pressão (freqüentemente inferior a 950 mb à superfície, valores inferiores a 900 mb ou menores ainda não são raros), mas suas características e intensidades são diferentes daquelas associadas aos ciclones ou depressões de latitudes médias:

(1) São um fenômeno estritamente oceânico e tendem a morrer sobre a terra.

(2) Eles se formam somente sobre áreas oceânicas onde as temperaturas do mar são superiores a 26-27 oC (veja Figura 14.2), e onde existe uma camada razoavelmente profunda de água quente, com 60-70 metros ou mais de profundidade. Se a última condição não é satisfeita, o deslocamento da água do mar pelo vento trás água fria para a superfície, matando o sistema; conforme Maury disse em 1858, “Furacões preferem colocar seus pés em águas quentes”.

(3) Ocorrem somente em certas estações do ano (principalmente no final do verão e início do outono, conforme mostrado na Tabela 14.1).

(4) Eles somente ocorrem em certas regiões dos trópicos (a maioria ocorre no hemisfério norte, e não há registro de ocorrência no Atlântico Sul e sudeste do Oceano Pacífico, devido, respectivamente, à presença das correntes marítimas frias de Bengala e do Peru).

(5) Para uma determinada região ou estação do ano, entretanto, eles não se desenvolvem com alguma regularidade de ano para ano, a despeito da confiabilidade da circulação da célula de Hadley. Os registros variam bastante de ano para ano.

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(6) Eles se formam somente em condições de atmosfera barotrópica (onde a temperatura, pressão, lapse rate1 e umidade são bastante uniformes sobre grandes áreas), contrariamente à atmosfera baroclínica associada às depressões frontais (latitudes médias).

(7) Eles obtêm sua energia cinética do calor latente de condensação liberado dentro das nuvens, mais do que dos contrastes das massas de ar.

(8) Têm aproximadamente um terço do tamanho dos ciclones extratropicais (diâmetro médio de 650 km), mas são muito mais intensos.

Figura 14.2 Áreas de formação do ciclone tropical, mostrando a porcentagem de ciclones tropicais que ocorrem em cada área em relação ao total global, as trajetórias mais comuns dos ciclones tropicais, e a localização da isoterma de 26,5oC da superfície do mar, para agosto no hemisfério Norte e para janeiro no hemisfério sul. Os ciclones tropicais são dificilmente encontrados aquém de 5o de latitude do equador, onde o valor do parâmetro de Coriolis (f) apresenta magnitude insuficiente para permitir que um escoamento com balanço geostrófico se desenvolva (80-85% dos ciclones tropicais originam-se na faixa latitudinal formada pelos paralelos 5o – 15o, justamente em áreas afastadas da ZCIT, a maioria dos ciclones formam-se no escoamento dos alísios). A ocorrência de ciclones bem desenvolvidos com um núcleo central com ventos calmos e fracos é mais difícil. Este núcleo – conhecido como olho do furacão – mede aproximadamente 20 km e apresenta poucas nuvens. A fotografia acima é o furacão Gladys tirada por astronautas durante o vôo espacial da Apollo 7, de uma altura de 185 km sobre o Golfo do México, em 17 de outubro de 1968; o furacão estava centrado a 200 km da Flórida. As linhas de nuvem convectiva espiralando na direção do vórtice principal podem ser claramente observadas; o topo da principal massa de nuvem é coberto por um véu de nuvem cirrostratus – estas nuvens marcam a área de saída do escoamento do topo da tormenta. O furacão Gladys formou-se dois dias antes sobre o Caribe. Atravessou sobre Cuba (com ventos superiores a 35 m/s e chuva forte, produzindo enchentes repentinas) e Florida Keys no momento em que alcançou a situação mostrada. Sua trajetória curvou-se para leste e passou sobre o continente, causando danos a propriedades e à industria de cítricos da Florida, estimados em aproximadamente 6 milhões de dólares. 1 Lapse rate: variação vertical da temperatura. Medida de instabilidade termodinâmica da atmosfera. (nota do tradutor)

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O exame da Tabela 14.1 e da Figura 14.2 revela que a climatologia do ciclone tropical é bastante curiosa. Existe uma grande variação do número de ocorrências por ano em cada um dos oceanos; são mais freqüentes no oeste do Oceano Pacífico Norte (costa leste da Ásia), enquanto que metade do total global ocorre no Oceano Pacífico. A despeito da grande extensão dos oceanos tropicais no hemisfério sul, aproximadamente 69% dos ciclones tropicais ocorrem no hemisfério norte. As explicações destas figuras devem ser ligadas às explicações sobre a formação dos ciclones tropicais, o que será considerado posteriormente.

Tabela 14.1 Freqüência de ocorrência dos ciclones tropicais por área, 1958-77.

Área Número médio por ano Intervaloa Estaçãob Mês/Máximo

Oceano Atlântico Oeste 8,8 4-14 ago-out set Oceano Pacífico Norte Leste 13,4 6-20 jun-out ago Oceano Pacífico Norte Oeste 26,3 17-39 mai-dez set Oceano Índico Norte 6,1 4-9 out-nov nov Hemisfério Norte 54,6 (69% total) Oceano Pacífico Sul 8,4 4-13 dez-mar jan Costa Australiana 10,3 5-17 jan-mar fev Oceano Pacífico Sul 5,9 2-10 jan-mar jan Hemisfério Sul 24,6 (31% total) Total Global 79,2 67-97 aO maior e menor total anual registrado durante 1958-77 bDefinido como o período do ano quando existe uma média de longo prazo de pelo menos um ciclone tropical por mês Fonte: Gray, W. M. (1979) “Hurricanes: their formation, structure and likely role in the tropical circulation” in Shaw, D. B. (ed.) Meteorology over tropical oceans (Royal Meteorological Society) pp. 155-218. Quantidades enormes de destruição e danos podem ser causados por um ciclone tropical, particularmente nas áreas costeiras. Por exemplo, em 12 de novembro de 1970, um ciclone tropical que se movia na direção da Baía de Bengala atingiu a costa de Bangladesh, provocando o surgimento de uma coluna de 6 metros de água à sua frente, que se moveu em uma linha de costa durante período de maré alta. A maré provocada pela tempestade do furacão destruiu a ilha de Bhola; mais de 300 mil pessoas morreram e 4,7 milhões de pessoas foram afetadas pelo desastre. Um ciclone similar atingiu a ilha de Ganges em maio de 1985 matando mais de 15 mil pessoas. Na América do Norte em 1965, o furacão Betsy causou $ 1,5 bilhão de danos em propriedades da Flórida e dos estados da região do Golfo. Existem três causas principais para os danos associados aos furacões:

(1) Ventos – podem soprar a uma velocidade superior a 50 m/s (180 km/h), com rajadas ainda mais velozes. O vento mais intenso já registrado foi 88 m/s (317 km/h) no furacão Inez em 1966, e as rajadas máximas excederam 100 m/s (360 km/h). Os danos acontecem devido aos ventos fortes que carregam os objetos (e.g., sinais de danos, destelhamentos) e às diferenças de pressão que se estabelecem entre os movimentos subsidentes e ascendentes ao lado de construções, causando oscilações e, em última instância, o seu colapso.

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(2) Surgimento de tempestades – inundam as áreas costeiras, com a água do mar empilhada à frente da tormenta (especialmente em configurações costeiras estreitas). A água do mar fica localmente aumentada debaixo do ciclone devido à queda de pressão à superfície; se isto coincide com um período normal de maré alta e uma tempestade se sobrepõe ao nível do mar anormalmente alto (com ondas superiores a 10 m de altura devido aos ventos), o perigo de enchente severa na região costeira torna-se sério.

(3) Enchentes – resultam do surgimento de tempestades e inundação das áreas costeiras e da chuva intensa associada ao ciclone tropical. Em 1972, o furacão Agnes produziu 30 cm de chuva em 12 horas, matando 117 pessoas e causando um dano no valor de $ 3 bilhões. As chuvas intensas podem causar o transbordamento de rios.

Freqüentemente estes danos acontecem principalmente em países onde a preparação social relativa a desastres (avisos por radio, proteções a tempestades, estruturas reforçadas) é pouco desenvolvida. Durante o período de 1947-73, 96% das mortes conhecidas na Ásia foram causadas por ciclones tropicais (de acordo com as Nações Unidas). Nos Estados Unidos, sistemas de aviso de furacões (usando dados de satélites, de aviões e de radar) têm sido desenvolvidos nas últimas décadas. Conseqüentemente, o número de mortes humanas causadas por furacões tem decrescido desde 1900 (veja Figura 14.3), mas o número de construções em áreas atingidas por furacões (principalmente nos estados da região do Golfo e na costa sudeste) tem crescido dramaticamente (particularmente casas de veraneio e retiros), assim, a quantidade de danos em propriedades tem aumentado com o tempo.

Imagem do furacão Gladys sobre o Golfo do México tirada por astronautas na missão espacial à bordo da Apollo 7, em 17 de outubro de 1968. Especialmente cedida pela NASA.

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Figura 14.3 Tendência de danos e mortes nos EUA causados por ciclones tropicais, 1915-1969. A estrutura do ciclone tropical É difícil e perigoso obter medidas com boa qualidade da estrutura dos ciclones tropicais usando métodos convencionais, uma vez que estes fenômenos oceânicos produzem condições de tempo violentas. O conhecimento tem sido consideravelmente melhorado nos últimos anos, usando-se três novas ferramentas para sua investigação:

(1) Vôos localizados, vôos através e sobre o sistema (usando aviões reforçados com instrumentos acoplados); têm sido usados sistematicamente nos EUA desde 1944.

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(2) Satélites meteorológicos têm sido usados para localizar a trajetória dos ciclones tropicais desde o lançamento do TIROS I (apelidados de “furacão faminto”) em abril de 1960; a disponibilidade de imagens e dados dos satélites geostacionários (e.g., os do Meteosat) a cada 30 minutos, durante o dia e a noite, possibilita que os avisos de tempestades e previsões das condições esperadas sejam ajustados e atualizados em intervalos regulares de tempo.

(3) Radares meteorológicos têm sido usados durante os últimos 30 anos para localizar tormentas dentro de um raio de 100 a 300 km (particularmente na costa sudeste dos EUA) e, para investigar a estrutura de tormentas (especialmente a estrutura de nuvens e bandas de chuva em mesoscala).

Combinado-se as informações destas três fontes com as informações convencionais de superfície e altitude onde estivesse disponível, foi criada uma configuração razoavelmente clara da estrutura do ciclone tropical. Seções verticais e horizontais através da circulação são mostradas nas Figuras 14.4 e 14.5.

Figura 14.4 Seção horizontal de um ciclone tropical, mostrando a direção dos ventos e os principais aspectos de nebulosidade (OCB: banda convectica externa (outer convective band); AZ: zona anular (anular zone)).

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Figura 14.5 Seção vertical através de um ciclone tropical maduro. Horizontalmente, o ciclone tropical é caracterizado por forte convergência, com divergência e escoamento superior anticiclônico. Pode-se considerar que consiste de seis regiões (em uma seção transversal de fora da tempestade até o olho central):

(1) Longe da principal massa de nuvens ocorre a limitação da nebulosidade e da profundidade de convecção dentro do escoamento dos ventos alísios; a subsidência do ar que sai do ciclone tropical (no topo) parece baixar localmente a inversão dos alísios, intensificá-la e suprimir as nuvens. Nesta região a velocidade do vento aumenta na direção da tormenta e torna-se altamente ciclônica.

(2) A banda convectiva mais externa consiste de uma franja externa de nuvens convectivas profundas em volta da borda da massa de nuvem principal; ela é freqüentemente fragmentada (i.e., pode não se estender em volta de todo o perímetro da principal massa de nuvem com um aspecto contínuo de nuvem), e ela ocorre onde o ar dirigido para fora da tempestade e subsidente converge com o ar superficial dirigido para o centro da tormenta, disparando instabilidades localizadas.

(3) A zona anular (descoberta por imagens de satélite) é uma região com supressão de nebulosidade, temperatura relativamente alta e baixa umidade associadas à subsidência de cima, em torno do limite externo do ciclone tropical (às vezes, referido como fosso, nos EUA).

(4) Uma região de intensa atividade convectiva representa a massa de nuvens mais importante da tormenta; aqui os ventos aumentam na direção do centro do furacão e chuvas muito fortes ocorrem em bandas de chuva que espiralam na direção do centro da tormenta no sentido ciclônico; existem tipicamente seis destas bandas de mesoscala dentro de um furacão.

(5) Tudo apresenta sua maior intensidade numa região interna mais ou menos circular, a garganta da tormenta, com aproximadamente 10 a 30 km de largura. A convecção ocorre em torres de nuvens cumulonimbus com movimento vertical intenso (às vezes, semeando tornados debaixo de suas bases, o que pode aumentar o dano potencial), ventos violentos com velocidades de rajada superiores a 50 m/s não são incomuns (veja Figura 14.6), e a chuva é torrencial (freqüentemente desviada para o lado pelos ventos).

(6) O “olho”, no coração da tormenta, possui 5 a 10 km de diâmetro. Nesta região, ocorre um rápido decréscimo da velocidade do vento para

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valores baixos (veja Figura 14.6), o céu apresenta-se relativamente claro (ou com estratocumulos de baixos níveis espalhados), ocorre subsidência (em contraste com o intenso movimento vertical em torno do olho), o sol pode brilhar, e a temperatura é mais alta do que no corpo da tormenta, particularmente nos níveis troposféricos médios e altos.

Verticalmente, o ciclone tropical pode ser dividido em três camadas: (1) A camada mais baixa é a camada com ar que entra no ciclone, da

superfície do oceano até 3 km. Esta camada é o mecanismo básico para a tormenta, gerando a circulação da tormenta; o vapor de água evaporado no ar em grandes quantidades da superfície do oceano quente condensa subseqüentemente em nuvens convectivas, liberando calor latente. Esta energia potencial é convertida em energia cinética de movimento da tormenta. Nesta camada, o movimento do ar que entra é essencialmente radial, na direção da pressão baixa central.

(2) A camada média fica entre 3 e 7 km; esta é a região de circulação ciclônica mais importante da tormenta, dentro da nebulosidade; a direção de escoamento do ar é mais tangencial (i.e., na forma circular) do que radial.

A camada de saída do ar ocorre entre 7 km de altura até a tropopausa,

com máxima intensidade de ar saindo da tormenta entre 12 km e altitudes superiores. O movimento do ar nesta altura é anticilônico, e o ar que passou por dentro da tormenta é liberado para latitudes maiores, pelo escoamento de oeste em níveis altos.

Figura. 14.6 Velocidade do vento durante a aproximação e a passagem do furacão Célia, 3/agosto/1970 em Gregory, Texas. A passagem do olho diretamente sobre a estação. Existe uma grande reciclagem do ar dentro do ciclone tropical; o ar não flui somente dentro da tormenta, para cima pela garganta e sai no escoamento divergente superior; ele pode reciclar muitas vezes em correntes ascendentes e descendentes antes de alcançar o núcleo da tormenta.

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O mecanismo básico do ciclone tropical é essencialmente a transferência de calor latente de condensação dentro das nuvens convectivas pela transformação de energia potencial em energia cinética de movimento para manter a circulação violenta. Tem sido estimado que um ciclone tropical converte por dia uma quantidade de energia equivalente àquela liberada por meio milhão de bombas do tamanho da que caiu em Hiroshima. A convecção intensa ocorre em 100-200 torres profundas de cumulonimbus com núcleos protegidos (i.e., torres quentes) que são a ligação essencial no processo, mas estas torres cobrem somente 1-10% da área total. A transferência de calor e umidade da superfície quente do oceano é completamente importante para manter a estrutura de temperatura e umidade na camada mais baixa. As taxas de evaporação são anormalmente altas abaixo da tormenta, devido às altas temperaturas da superfície do mar e dos fortes ventos. O olho do ciclone tropical desenvolve-se quando a tormenta já atingiu seu estágio mais intenso, a maturidade. É uma região circular de calmaria, caracterizada por calor anormal, limitação das nuvens e ativa subsidência, o que contrasta fortemente com a atividade de tempestade nos níveis da tropopausa ao seu redor. O núcleo quente da tormenta é importante para manter a pressão baixa central (uma profunda coluna de ar quente exerce uma pressão mais baixa na superfície do que colunas ao redor com ar mais frio, devido à diferença de densidade), e para manter a divergência do ar em altos níveis. No tufão Ida de 1958, foi registrado um recorde de pressão ao nível do mar de 877 mb, no qual o ar quente no olho do tufão alcançava o nível do mar com uma temperatura de 33oC e uma umidade relativa de somente 50%. O ar dentro do olho provém de duas fontes diferentes: a maior parte vem da mistura e subsidência das paredes de nuvens ao redor, o restante vem de subsidência da estratosfera pela quebra da tropopausa freqüentemente evidente acima do olho. O ar dentro do olho é então aquecido pelo lapse rate adiabático conforme afunda, produzindo um núcleo anormalmente quente. Acredita-se que o tamanho físico do olho é determinado pela taxa de ar que entra no ciclone. Para um raio crítico (o raio do olho), a força do gradiente de pressão que provoca a aceleração do ar na direção do centro da tormenta não pode superar a força centrífuga em um pequeno raio, que surge pelo movimento de rotação ciclônica de dentro para fora da tormenta. O ar não consegue, então, penetrar além do raio; é empurrado para cima, para ser eventualmente jogado para fora em altos níveis, de maneira análoga à ação de uma centrífuga. Entretanto, a maneira pela qual o núcleo quente do olho é inicialmente desenvolvido num distúrbio inicial está ainda longe de ser completamente entendida.

A formação de ciclones tropicais A explicação da formação dos ciclones tropicais é ainda uma das áreas mais incertas de conhecimento deste sistema de tempo. Os distúrbios (tal como as ondas de leste) são comuns nos trópicos e muitos se desenvolvem em tempestades tropicais. Contudo, é necessário um mecanismo de gatilho para transformar as tempestades freqüentes em raros ciclones tropicais com ventos superiores a 33 m/s, uma organização ciclônica bem desenvolvida, condições de tempo intensamente violentas e um núcleo central quente. O gatilho necessário é o resultado de muitas condições serem satisfeitas ao mesmo tempo; quando

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todas as condições atmosféricas necessárias são satisfeitas, existe uma boa chance de que um ciclone tropical se forme, mas não mais do que isso. Existem sete condições consideradas importantes, e a seqüência na qual acontecem para produzir um ciclone tropical é resumida na Figura 14.7 e discutida abaixo.

(1) O requerimento básico é uma fonte suficiente de calor sensível e latente. Isto é conseguido em um oceano tropical quente com temperaturas superficiais superiores a 26 oC, e condições de aquecimento da água na camada da superfície até 60-70 m de profundidade. Isto permite que ocorra convecção profunda, não afetada por água mais fria trazida para a superfície por rotação e mistura da água debaixo do ciclone tropical. A razão mais importante para a falta de ciclones tropicais no Oceano Atlântico Sul e leste do Oceano Pacífico Sul é que estas região são atingidas por correntes oceânicas frias e as temperaturas do mar não atingem o valor crítico requerido de 26 oC.

(2) É necessário um distúrbio de baixos níveis. O que pode ser na forma de uma onda de leste ou um distúrbio organizado na nebulosidade da ZCIT. O distúrbio de convergência presente na camada limite sobre o oceano provê a organização inicial requerida; em 87% dos casos os agrupamentos de nuvens se desenvolverão. Estes se propagarão para oeste pelo oceano, mas não se desenvolverão posteriormente.

(3) O parâmetro da força de Coriolis f (função da latitude) deve exceder um valor crítico. A partir de estudos de casos é evidente que f deve exceder 10-5/s em magnitude, o que significa que os ciclones tropicais não se formam a menos de 5o de latitude do equador. O máximo desenvolvimento ocorre próximo à latitude de 15o (com 65% do total global desenvolvendo-se entre as latitude de 10o e 20o, de acordo com Gray).

(4) Deve haver um cisalhamento vertical mínimo do vento entre a alta e a baixa troposfera (i.e., na camada entre 850 mb e 200 mb); isto é necessário para estabelecer o desenvolvimento da circulação em volta do eixo vertical, e significa que as condições ótimas ocorrem quando os ventos de leste de altos níveis estão sobrepostos aos ventos alísios na superfície.

(5) Deve haver divergência na troposfera alta, a grande queda de pressão à superfície somente se desenvolverá se o fluxo para fora do sistema na parte superior exceder o fluxo inferior na direção do sistema. Isto permite a remoção da massa de ar que flui através da massa de nuvens.

(6) Este escoamento deve estar ligado a um profundo cavado de altos níveis nos ventos de oeste em latitudes mais altas que transporta o excesso de energia para fora da tormenta, agindo como um sumidouro externo de calor. A fonte interna de calor que gera o núcleo quente e provê energia potencial para o sistema é gerada pela convecção em torres quentes dentro dos núcleos de cumulonimbus protegidos.

(7) O nível de umidade nos níveis médios da troposfera deve ser alto para que o entranhamento de ar úmido nas correntes ascendentes não iniba seu crescimento dentro das nuvens cumulonimbus tanto quanto o entranhamento de ar seco. A convecção de cumulonimbus tende a não ocorrer onde a umidade relativa do ar é menor do que 50-60%.

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Se todas estas condições são satisfeitas, então existe uma chance de que a formação de um núcleo quente se desenvolva. Isto irá estimular a geração e manutenção de circulação ciclônica, com isóbaras fechadas, a conformação pode intensificar-se com a queda de 15-30 mb em dois dias e formar um ciclone tropical (se as condições favoráveis continuam durante este período de dois dias). O problema de previsão da formação de um ciclone tropical é que ele ocorre em regiões dos oceanos tropicais com poucos dados, e não é fácil conseguir os dados. O desenvolvimento do núcleo quente, crítico para todo o processo, é particularmente difícil de ser monitorado.

distú eis

FORMAÇÃO DE CICLONE TROPICAL

6Sumidouro externo de calor Aprofundamento do cavado

Fonte interna de instabilidade condicional

Convecção de “torres quentes”

Desenvolvimento do ciclone tropical Ventos ≥ 30-40 m/s

Aprofundamento: 15-30 mb em 1-2 dias

Estímulo da circulação de massa

Formação de núcleos quentes

8o – 10o C em 24 h

7Umidade alta na média

troposfera

5Anticiclone superior ou divergência acima

4Cisalhamento vertical pequeno 200-850 mb

Aglomerado de pré-tempestades

13% das ocasiões curvatura se desenvolve

3Parâmetro de Coriolis f ≥ 10-5 s-1

lat ≥ 5o

Aglomerado de nuvens

100-1000 km 87% de todas as

ocasiões

Convergência na camada limite

(abaixo de 1 km) 2 Pré-existência de rbio em baixos nív

1 Fonte de calor sensível e latente

Temperatura ≥ 26o C

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Uma vez desenvolvidos, os ciclones tropicais tendem a se mover para noroeste e depois para nordeste, acompanhando a periferia dos anticilones subtropicais (veja Figura 14.2) antes de entrar na circulação de oeste de latitude médias onde morrem ou se regeneram em depressões extratropicais. O ciclone tropical se dissipará quando uma das condições discutidas não for mais encontrada. Duas causas comuns para a dissipação do ciclone são: (a) remoção da fonte de calor quando a tormenta move-se sobre água mais fria além da região equatorial, ou move-se sobre a terra onde os fluxos de calor e, principalmente, de umidade são muito menores do que aqueles sobre os oceanos; e (b) o efeito da fricção na circulação, ou sobre a terra ou em latitudes médias onde o cisalhamento do vento (pelos ventos de oeste em altos níveis) distorce a organização do escoamento. A dissipação pode ser lenta e o movimento é freqüentemente errático (freqüentemente seguindo caminhos de água quente nos oceanos) antes de morrer. Mesmo no seu caminho para a dissipação, o ciclone pode produzir grandes quantidades de precipitação. Referência Musk, L. F. Weather Systems. Cambridge University Press, 1988.

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