Ciclones em Superfcie nas Latitudes Austrais:Parte I - Reviso Bibliogrfica

Michelle Simes Reboita1, Manoel Alonso Gan2, Rosmeri Porfrio da Rocha3,Igor Stivanelli Custdio1,3

1Instituto de Recursos Naturais, Universidade Federal de Itajub, Itajub, MG, Brasil.2Instituto Nacional de Pesquisas Espaciais, So Jos dos Campos, SP, Brasil.

3Departamento de Cincias Atmosfricas, Universidade de So Paulo, So Paulo, SP, Brasil.

Recebido em 10 de Maro de 2016 - Aceito em 15 de Fevereiro de 2017

Resumo

Com o objetivo de organizar o conhecimento sintico sobre ciclones em superfcie em latitudes austrais, este trabalho (oprimeiro de um conjunto de dois) apresenta uma sntese das principais caractersticas de quatro tipos de ciclones:extratropical do tipo Bjerknes e Solberg, extratropical do tipo Shapiro e Keyser, tropical e subtropical. Ao longo do textoso apresentados modelos conceituais bem como os mecanismos de ciclognese, intensificao e cicllise de cada tipode ciclone. As principais diferenas entre os quatros tipos de ciclones em superfcie esto nas estruturas horizontais everticais dos campos de temperatura e vorticidade relativa.Palavras-chave: ciclones extratropicais, ciclones subtropicais, ciclones tropicais, ciclo de vida, Hemisfrio Sul.

Surface Cyclones over Austral Latitudes: Part I - Bibliographic Review

Abstract

The purpose of this study is to summarize the main synoptic features of four types of cyclones: extratropical cyclone fol-lowing Bjerknes and Solberg model, extratropical cyclone following Shapiro and Keyser model, tropical and subtropi-cal. We present some conceptual models and mechanisms of cyclogenesis, intensification and cyclolisis of each cyclonekind. The main differences between the four types of cyclones in surface are the horizontal and vertical structures of tem-perature and relative vorticity fields.Keywords: extratropical cyclones, subtropical cyclones, tropical cyclones, life cycle, Southern Hemisphere.

1. Introduo

O termo ciclone usado para fazer referncia aossistemas de tempo com rotao associada a reas de baixapresso na superfcie (Petterssen, 1956). A nomenclaturaextratropical distingue os ciclones formados nosextratrpicos dos formados nos trpicos, cuja gnese diferente. O processo de formao ou intensificao de umciclone denominado ciclognese, enquanto que sua dissi-pao, cicllise.

A formao e o comportamento dos ciclones extra-tropicais vm sendo estudados desde o sculo XIX, devidos alteraes nas condies de tempo que esses sistemasprovocam nas regies onde atuam. O primeiro modeloconceitual mais realstico dos ciclones extratropicais foi

proposto por Bjerknes (1919) e Bjerknes e Solberg (1922).Nestes estudos, a formao dos ciclones extratropicais foiassociada presena de gradientes horizontais de tempe-ratura em superfcie (isto , associado a uma zona barocl-nica) e o aprofundamento do ciclone ocorre com a rotaoda frente fria em torno do centro de baixa presso at que amesma alcance a frente quente, que tem menor velocidadede deslocamento do que a frente fria. Na dcada de 1990,Shapiro e Keyser, estudando casos de ciclogneses comrpida intensificao, verificaram que em alguns ciclones afrente fria deslocava-se perpendicular frente quente deforma que essas, geralmente, no se encontravam. Comisso, surgiu outro modelo conceitual de ciclones, o cha-mado modelo de Shapiro e Keyser. importante ressaltarque o modelo desses autores no substitui o modelo de

Revista Brasileira de Meteorologia, v. 32, n. 2, 171-186, 2017 rbmet.org.brDOI: http://dx.doi.org/10.1590/0102-77863220010

Reviso

Autor de correspondncia: Michelle Simes Reboita , reboita@gmail.com.

Bjerknes e Solberg, ou seja, um modelo adicional quedescreve as caractersticas de ciclones que so diferentesdas do primeiro modelo desenvolvido. Uma descrio maisdetalhada dos modelos de Bjerknes e Solberg e de Shapiro eKeyser ser apresentada na seo 2.1.

Com relao aos ciclones tropicais, o estudo dessessistemas ganhou notoriedade entre as dcadas de 1940 a1960 com os trabalhos de Riehl (1948), Ramage (1959) eGray (1968). A gnese dos ciclones tropicais no resulta daexistncia de gradientes horizontais de temperatura emsuperfcie como a dos ciclones extratropicais e, sim, dacombinao da presena de anomalias ciclnicas em super-fcie e da liberao de calor latente proveniente da evapo-rao dos oceanos tropicais (Palmn, 1956; Gray, 1968;Emanuel, 1991). Portanto, quando um ciclone tropicalatinge a superfcie continental sua fonte de energia, emgeral, cessa e o sistema enfraquece, podendo dissipar ou setransformar em um ciclone extratropical, dependendo dascondies sinticas.

Por mais de meio sculo, a comunidade cientficaacreditou apenas na existncia dos ciclones extratropicais(Bjerknes, 1919; Bjerknes e Solberg 1922; Charney 1947;Eady, 1949; Buzzi e Tibaldi, 1978; McGinley, 1982; Buzziet al., 1987; Gan e Rao, 1994) e tropicais (Palmn, 1956;Gray, 1968, por exemplo), mesmo que alguns estudos,como o de Gray (1968), j mencionassem a existncia deciclones subtropicais, que so sistemas com caractersticastanto de tropicais quanto extratropicais e, por isso, tambmdenominados de hbridos.

Foi com o estudo de Hart (2003) que os ciclonessubtropicais voltaram a ser foco de pesquisa. Hart (2003)desenvolveu um diagrama chamado Cyclone Phase Space(CPS) que descreve a estrutura trmica tri-dimensional dosciclones atravs do clculo de perturbaes de altura geo-potencial num raio a partir do centro desses sistemas. Dessaforma, o diagrama mostra que um ciclone pode ter suagnese na categoria de tropical, subtropical ou extratropicale que pode evoluir de uma categoria para outra. Por exem-plo, um ciclone pode se originar como extratropical, passarpela fase subtropical e decair como tropical como foi o casodo Furaco Catarina ocorrido em 2004 no sudoeste dooceano Atlntico Sul (McTaggart e Cowan, 2006). Nota-se,portanto, que um ciclone no se transforma de extratropicalpara tropical, ou vice-versa, sem passar por uma fase inter-mediria (subtropical), o que fornece a ideia de continuum.

Vrios trabalhos tm sido dedicados ao estudo dascaractersticas climatolgicas dos ciclones tropicais (Sugiet al., 2002; Shephered e Knutson, 2007; Zhao et al., 2009;Knutson et al., 2010; Ramsay et al., 2012), extratropicais(Gan e Rao, 1991; Sinclair, 1994, 1995; Simmonds e Keay,2000 a-b; Hoskins e Hodges, 2005; Reboita et al., 2010;Reboita et al., 2014) e subtropicais (Guishard e Evans,2009; Evans e Braun, 2012; Cavicchia et al., 2014; Gozzoet al., 2014). J, outros, destinam-se a anlise das carac-tersticas sinticas de casos de ciclones. Alguns exemplos

para o sudoeste do oceano Atlntico Sul e considerando ossistemas extratropicais so Gan e Rao (1996), Seluchi et al.(2001), Reboita et al. (2009), Iwabe e da Rocha (2009),Piva et al. (2008, 2011), Dias Pinto e da Rocha (2011) eGozzo e da Rocha (2013); considerando os subtropicais soMathias (2012), Dias Pinto et al. (2013) e Gozzo et al.(2014) e, por fim, considerando os tropicais so McTaggarte Cowan, (2006) e Mathias (2012).

Embora a literatura possua estudos de casos para osdiferentes tipos de ciclones, so escassos os que num mes-mo trabalho mostram didaticamente as diferenas na estru-tura sintica deles. A fim de compilar e apresentar demaneira clara as caractersticas sinticas de quatro tipos deciclones em superfcie, esse primeiro artigo, de um conjun-to de dois, tem como finalidade apresentar uma reviso doprocesso de gnese e ciclo de vida dos ciclones extra-tropicais (tipo Bjerknes e Solberg e tipo Shapiro e Keyser),tropicais e subtropicais. J o segundo artigo enfoca: (1) oestudo de caso de cada tipo de ciclone, a fim de mostrarsuas principais caractersticas sinticas e (2) uma caracteri-zao de cada tipo de ciclone atravs do CPS.

2. Tipos de Ciclones

2.1. Ciclones extratropicais

2.1.1. Ciclo de vida dos ciclones extratropicais

A principal caracterstica do modelo ciclnico pro-posto por Bjerknes, em 1919, a existncia de duas linhasde confluncia dos ventos em superfcie saindo do centrodo ciclone, separando duas massas de ar com propriedadestrmicas distintas, e denominadas de squall line e steeringline (Fig. 1). Ambas as linhas de convergncia so prece-didas por uma regio de divergncia.

As investigaes de Bjerknes continuaram e, em1922, juntamente com a colaborao de Solberg (Bjerknese Solberg, 1922), mostraram que os ciclones extratropicais

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Figura 1 - Linhas do escoamento num ciclone em movimento no He-misfrio Norte. Na figura, warm sector indica setor quente, path of cyclonecorresponde ao sentido de deslocamento do sistema, squall line e steeringline indicam regies de convergncia e fore runner fornece a ideia de umcorredor do escoamento. Adaptado de Bjerknes (1919).

possuem um ciclo de vida com vrios estgios caractersti-cos e que aquele proposto em 1919 era apenas uma fase dociclo de vida. Portanto, os ciclones se formam, intensifi-cam, atingem a maturidade e decaem at dissipar. Nessetrabalho, Bjerknes e Solberg definiram a frente polar comosendo uma linha que separa o ar frio de origem polar, do arquente das altas subtropicais (o que ocorre, principalmente,entre 35-55 de latitude em ambos os hemisfrios). Assim,a squall line passou a ser denominada de frente fria e asteering line, de frente quente. A mudana nos nomes foidevido ao fato do termo steering line ser ambguo e levar aenganos. O modelo de Bjerknes e Solberg (1922) foi deno-minado de Teoria da Frente Polar, pois props que osciclones de latitudes mdias se formam como resultado dainterao de duas massas de ar: uma de origem polar e outrade origem tropical.

No modelo conceitual de Bjerknes e Solberg (Fig. 2),o ciclone se forma em uma pequena onda que surge aolongo de uma frente em superfcie, devido ao ar frio (quen-te) invadir o vrtice da onda, propagando-se em direo aoequador (polo) (Fig. 2b). Esta mudana ocasiona um rea-justamento no campo de presso que resulta em isbarasquase circulares, com um sistema de baixa presso centradono vrtice da onda. No Hemisfrio Sul, o vento de oesteconverte-se em ventos de noroeste, empurrando a parteleste da frente para o sul, denominada frente quente, e aparte oeste da onda desloca-se para o norte-nordeste comofrente fria (Fig. 2b). Como a frente fria se propaga maisrapidamente do que a frente quente (pois o ar frio maisdenso, o que influencia a fora do gradiente horizontal de

presso), medida que essa se move ao redor do centro dociclone, comea a se aproximar da frente quente. Quandoparte da frente fria alcana o ar frio na retaguarda da frentequente (Fig. 2e) ocorre o aprisionamento do ar quente naforma de uma ilha no centro do ciclone, fenmeno deno-minado de secluso (ou em ingls, seclusion). medidaque a frente fria se desloca, a ilha de ar quente diminui detamanho, fazendo com que o ar quente no centro do sistemagradativamente desaparea (isto , ele ascende para nveismais alto at sair completamente do sistema), de forma quepredomine apenas ar frio no ciclone em superfcie. Quandono h mais ar quente em superfcie, apenas em altitude, ociclone denominado de ocluso (Fig. 2f) e nesse estgioque ele alcana sua intensidade mxima. Aps o ciclone setorna um vrtice frio e simtrico (Fig. 2g), e, como no hmais fonte de energia (ar quente/gradiente de temperatura)disponvel, o ciclone tende a desaparecer (Fig. 2h).

O desenvolvimento do ciclone mostrado na Fig. 2tambm pode ser representado atravs de perfis verticais detemperatura do ar traados ligeiramente a norte do centrodo ciclone e considerando a direo leste-oeste (Fig. 3). Nafigura, as linhas tracejadas indicam as descontinuidades docampo de temperatura e as linhas contnuas indicam asisotermas, que esto paralelas superfcie terrestre. Naregio de ar quente, as isotermas esto mais afastadas dasuperfcie, enquanto na regio de ar frio, mais prximas.Isso significa que se a espessura da camada fosse calculadaentre a superfcie e um nvel de presso constante, essa seriamaior no lado quente do que no lado frio. Ainda na Fig. 3,

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Figura 2 - Ciclo de vida dos ciclones extratropicais considerando o Hemisfrio Sul: a) escoamento estacionrio, b) perturbao inicial do escoamento,c-d) crescimento da perturbao ciclnica (ciclone), e) perturbao ciclnica iniciando a ocluso e com uma pequena secluso de ar quente, f) oclusoatinge mxima intensidade, g) ciclone totalmente ocludo e h) decaimento do sistema. Adaptado de Bjerknes e Solberg (1922).

tem-se que o ar frio possui temperatura similar esquerda edireita da regio com ar quente.

Da gnese ao momento da ocluso (Fig. 2a-f e 3c-f), oar quente ascende, sendo levantado por duas cunhas de arfrio, que gradualmente se aproximam uma da outra. Comomencionam Bjerknes e Solberg (1922), esse processo trans-forma parte da energia potencial armazenada no sistema emenergia cintica. Assim, todo o ciclone que ainda noocluiu (Fig. 2f, 3f) tem energia potencial disponvel paraseu desenvolvimento. Aps o encontro das duas cunhasde ar frio em superfcie, o ar quente remanescente sobrepeo ar frio. Nesse momento ainda existe energia potencialdisponvel, mas essa decresce medida que o ar maisquente, ao ascender, resfria adiabaticamente. Entretanto,quando o ciclone se torna um vrtice com temperatura do arhomognea, no existe mais energia potencial disponvelpara ser convertida em cintica. Nesse perodo, o movi-mento do sistema pode ser mantido somente pela inrcia domovimento das massas de ar.

Como j mencionado, aps a ocluso ainda h umperodo em que o ciclone produz energia cintica, entre-tanto, em baixos nveis outro processo vai consumir suaenergia, a frico. Alm da frico, o ciclone perde energiacintica para o estado bsico atravs de converso barotr-pica (Randel e Stanford, 1985) e parte desta pode sertambm exportada corrente abaixo atravs dos fluxos age-ostrficos (Orlanski e Katzfey, 1991). Dessa forma, aps oestgio de ocluso o ciclone ir enfraquecer e desaparecer.Com relao ocluso, essa pode ser do tipo fria ou quente.A ocluso fria ocorre quando o ar frio na retaguarda dafrente fria mais frio do que o ar da regio onde ter aocluso, por outro lado, na quente, o ar frio da retaguarda dafrente fria menos frio do que o ar da regio onde ter aocluso. Em termos da propagao dos ciclones extratro-picais, essa ocorre em direo ao setor quente da ondaciclnica.

Na poca dos estudos de Bjerknes e colaboradoresainda no se conheciam os mecanismos de acoplamento en-tre a circulao em superfcie e em altos nveis. Com oadvento da radiossonda, na dcada de 1930, foi possvelconhecer a estrutura tri-dimensional da atmosfera e, comisso, o modelo de Bjerknes e Solberg (1922) foi unificadocom o conhecimento da atmosfera superior para explicar agnese dos ciclones extratropicais. Entretanto, antes deabordar esse modelo conceitual interessante destacar quetambm foi Bjerknes (1937) que elucidou o desenvolvi-mento da divergncia de massa em nveis superiores (Pal-mn e Newton, 1969). Ele inferiu, com o auxlio da relaodo vento gradiente, que em nveis mais altos da atmosferah divergncia no setor leste dos cavados e convergncia nosetor oeste e o inverso para regies de cristas. Entretanto, osresultados completos deste estudo s foram publicados em1944 com a colaborao de Holmboe.

Em 1947, Sutcliffe props que o desenvolvimento deciclones e anticiclones poderia ser deduzido por expressessimplificadas, as quais medem a divergncia relativa entrea mdia e a baixa troposfera. Os mecanismos dominantespara ciclognese em superfcie, propostos por Sutcliffe(1947), so a adveco de vorticidade absoluta em 500 hPae o aquecimento diferencial entre a superfcie e o nvel deno divergncia (convencionado como 500 hPa). Petters-sen (1955, 1956) deu continuidade s pesquisas de Sutclif-fe, incluindo o efeito do aquecimento e resfriamentoadiabtico e diabtico na equao de desenvolvimento deciclones e anticiclones e, com colaboradores (Petterssen etal., 1955), formulou que o desenvolvimento dos ciclonesocorre onde e quando a adveco de vorticidade absolutaciclnica (que proporcional divergncia de massa) em500 hPa superpe-se a uma zona baroclnica nos baixosnveis. Como a divergncia de massa encontrada correnteabaixo dos cavados, isso contribui para a retirada de massada coluna atmosfrica e reduo da presso em superfcie, oque pode comear um ciclone. Os ciclones formados pelaassociao de ondas em nveis mdios e altos da atmosferae zonas baroclnicas em superfcie so representados pelomodelo conceitual mostrado na Fig. 4 (adaptado deCelemn, 1984). Essa figura (painel da esquerda) esque-matiza a evoluo do ciclo de vida de um ciclone emsuperfcie na Amrica do Sul e sua interao com uma ondano escoamento de oeste em 500 hPa, o que fornece umaideia da estrutura tri-dimensional da atmosfera. Para com-pletar a ideia de estrutura tri-dimensional, so apresentadoso escoamento em 300 hPa e as frentes em superfcie (Fig. 4,painel da direita). Isso permite identificar a localizao dociclone em relao aos jatos em altos nveis.

Na Fig. 4a h uma frente estacionria em superfciesituada sob o setor a jusante (a leste do eixo) de um cavadoem nveis mdios da atmosfera. Na Fig. 4b, nota-se aconfigurao das frentes fria e quente em superfcie. Comoo cavado em 500 hPa contribui para a reduo da pressoem superfcie atravs do processo de divergncia de massa

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Figura 3 - Esquema de perfis verticais da temperatura do ar correspon-dentes aos estgios do ciclo de vida de um ciclone extratropical mostradona Fig. 2 (as letras na presente figura indicam os mesmos estgios do ciclode vida do ciclone mostrado na Fig. 2). As linhas contnuas indicam asisotermas e as tracejadas, descontinuidades. Fonte: Bjerknes e Solberg(1922).

que ocorre a sua jusante, um fraco sistema de baixa pressoem superfcie surge com movimento ciclnico. Nessa fase,o centro de baixa presso localiza-se a norte da corrente dejato em altos nveis (Fig. 4b, painel da direita). O estabele-cimento da circulao em baixos nveis inicia um processode adveco horizontal de temperatura na camada entre1000 e 500 hPa. Assim, a leste da baixa em superfcieocorre adveco de ar quente, enquanto que a oeste, advec-o de ar frio (figuras no mostradas), o que, consequente-mente, aumenta a baroclinia na regio das frentes quente efria, respectivamente. De acordo com a equao deSutcliffe (Carlson, 1991), a adveco de ar quente na colu-na atmosfrica na dianteira da baixa induz a criao deconvergncia em superfcie e, portanto, vorticidade cicl-nica (aqui a ideia est associada a menor densidade dacamada atmosfrica que facilita o escoamento para esse lo-cal), fazendo com que o sistema em superfcie se desloqueseguindo a mxima adveco trmica positiva. Portanto,nesse modelo o ciclone no carregado no escoamento,mas reconstrudo continuamente a partir do rearranjo docampo de massa em funo da convergncia em baixosnveis que influenciada tanto pela divergncia a jusantedo cavado em altos e mdios nveis quanto pela advecode ar quente (Carlson 1991). J no setor oeste do ciclone, aadveco de ar frio na camada contribui para aumentar adensidade do ar na retaguarda do sistema e intensificar o

cavado em 500 hPa. Tanto o deslocamento do ciclone emsuperfcie, quanto o aprofundamento do cavado so visua-lizados comparando a Fig. 4c com a Fig. 4b. importantedestacar que em alguns livros textos, como o de Holton(2004), no apresentada a equao de desenvolvimento deSutcliffe, pois essa equao pode ser substituda pela equa-o da vorticidade potencial, da tendncia de altura geopo-tencial ou pela equao mega da teoria quase-geostrfica.

Uma anlise da Fig. 4c (quadro da esquerda) revelaque o centro do ciclone em superfcie e do cavado em nveismdios no se encontram em fase e sim com uma incli-nao para oeste com a altura. Essa inclinao para oeste,em direo do ar frio, indica que o sistema est inten-sificando devido converso baroclnica de energia. Comrelao ao escoamento em 300 hPa, nessa fase, o jato em al-tos nveis tende a cruzar o centro da baixa em superfcie(Fig. 4c quadro da direita). J a Fig. 4d (quadro da esquer-da) mostra (1) o processo de ocluso do ciclone em super-fcie, que resulta do fato da frente fria se deslocar maisrpido do que a quente e se unir frente quente, (2) aformao de um centro fechado de circulao em nveismdios e (3) que os centros dos sistemas em superfcie e emnveis mdios se encontram praticamente em fase. co-mum o fechamento de centros de circulao em nveismdios e altos da atmosfera na fase de ocluso dos ciclonesem superfcie. Entretanto, como o centro de circulaofechada em altos nveis se forma aps a existncia do centroem superfcie, no se pode confundi-lo com os conhecidosVrtices Ciclnicos de Altos Nveis (VCAN). O nomeVCAN dado a centros de circulao fechada com ncleofrio cuja gnese ocorre primeiro em nveis prximos tropopausa e que com o passar do tempo podem se prolon-gar para baixos nveis da atmosfera (Palmn e Newton,1969). Outra diferena entre um VCAN e um ciclone emfase de ocluso que o VCAN se localiza no lado equato-rial das correntes de jato, enquanto que um ciclone em fasede ocluso se localiza no lado polar das correntes de jato(Palmn e Newton, 1969). Essa ltima caracterstica mos-trada na Fig. 4d (quadro da direita).

At a Fig. 4c, os processos de baixos e mdios nveis(divergncia a jusante do cavado em nveis mdios e sobessa regio convergncia em superfcie) interagiram parafavorecer o desenvolvimento do ciclone, mas a partir daFig. 4d vo influenciar o seu decaimento. Como os sistemasem nveis mdios e altos da atmosfera se deslocam maisrpido que os sistemas em superfcie (Kousky e Elias,1982), o centro do cavado em 500 hPa ao entrar em fasecom o ciclone em superfcie (mostrando uma estruturabarotrpica equivalente) no lhe favorecer com o processode divergncia em mdios/altos nveis e, portanto, commovimentos ascendentes. Alm disso, no processo de oclu-so, a frente fria em superfcie se une com a frente quente e,com isso, o centro do ciclone em baixos nveis fica domina-do por ar frio. Nesse momento ainda h ar quente em nveismais afastados da superfcie como mostra a Fig. 3f. Ar frio

Ciclones em Superfcie nas Latitudes Austrais 175

Figura 4 - Modelo conceitual do desenvolvimento de um ciclone extra-tropical no Hemisfrio Sul. No quadro da esquerda, as linhas pretas comsetas na extremidade leste representam a altura geopotencial em 500 hPa,as linhas pretas com tringulos (semicrculos) preenchidos representam asfrentes frias (frentes quentes), as letras A e B negritadas em preto indicama localizao dos centros de alta e baixa em 500 hPa, respectivamente,e aletra B em vermelho a localizao do ciclone em superfcie. A regiohachurada mostra a nebulosidade associada s frentes e com o ciclone. Oquadro da direita um complemento a ideia tri-dimensional da atmosfera,pois indica o escoamento atmosfrico em 300 hPa (linhas pretas comsetas), o jato em altos nveis (linha preta mais espessa) e as frentes emsuperfcie. A letra B tambm indica a posio do centro de baixa presso.As letras (b), (c) e (d) se referem aos mesmos estgios mostrados noquadro da esquerda. Fonte: Celemn (1984).

sob ar quente representa uma atmosfera estvel,diminuindo a energia potencial disponvel do ciclone queseria convertida em energia cintica. Logo, tem-se odecaimento do ciclone. Tambm importante mencionarque nessa fase, o ciclone perde energia cintica para oestado bsico devido s converses barotrpicas (Randel eStanford, 1985) e pode tambm exportar energia cinticacorrente abaixo (Orlanski e Katzfey, 1991).

Com o aumento das observaes meteorolgicas eavano dos modelos numricos, verificou-se que nem todosos ciclones sobre o mar seguem perfeitamente o modeloconceitual do ciclo de vida de ciclones proposto porBjerknes e Solberg (1922). Assim, Shapiro e Keyser (1990)propuseram um modelo com base em adaptaes no mo-delo de Bjerknes e Solberg. Schultz e Wernli (2001) descre-vem as diferenas entre os dois modelos conceituais: nomodelo de Bjerknes e Solberg (1922), o ciclone evolui apartir de uma onda frontal incipiente que possui frentesquente e fria (Fig. 5aI); o aprofundamento do sistema ocor-re medida que a frente fria gira em torno do centro dociclone, mais rpida do que a frente quente, estreitando osetor quente (Fig. 5aII,III) at chegar num momento que oar frio toma o lugar do ar quente, o que origina a frenteoclusa (Fig. 5aV). O ciclone do tipo Bjeknes e Solberg, emgeral, possui a frente fria mais intensa e extensa do que afrente quente, o que lhe confere uma caracterstica de ciclo-ne mais extenso no sentido norte-sul do que leste-oeste.

No modelo de Shapiro e Keyser (1990), o cicloneinicia da mesma maneira do que no modelo de Bjerknes eSolberg (1922), a partir de uma onda frontal incipiente(Fig. 5bI), mas nesse caso a frente fria no gira ao redor docentro do ciclone e, sim, segue quase perpendicular frentequente de tal maneira que no se encontra com a frentequente. Esse padro mostrado na Fig. 5bII e chamado deT-bone (a forma que o sistema aparenta na carta de tempe-ratura do ar em baixos nveis no Hemisfrio Norte). Com aevoluo do sistema, h um enfraquecimento no lado polarda frente fria prximo ao centro do ciclone que chamadode fratura frontal (Fig. 5bIII). Com isso, a frente quentetende a circundar o setor oeste do centro do ciclone e, nessesetor, passa a ser denominada de bent-back front (frentecurvada para trs). Na Fig. 5bIV, o ar frio circunda o armais quente perto do centro do ciclone, formando umasecluso quente (warm seclusion), isto , o aprisionamentodo ar mais quente. Em geral, um ciclone do tipo Shapiro-Keyser alongado no sentido da frente quente (Fig. 5bIV).

Os modelos conceituais dos dois tipos de ciclonesextratropicais so apresentados na Fig. 5; a parte inferior decada modelo mostra o padro da temperatura potencial em850 hPa. Nota-se que as maiores diferenas entre os mode-los ocorrem nos estgios III e IV, quando h o processo deaprisionamento de ar quente no centro do ciclone tipoShapiro e Keyser. interessante destacar que na Fig. 2tambm foi mencionada a ocorrncia de secluso quente nociclone do tipo Bjerknes e Solberg, mas ocorrendo na fase

inicial da ocluso. J a Fig. 5a suprime o estgio do ciclo devida do ciclone com essa caracterstica. Isso um fato queocorre na maioria das figuras ilustrativas do modelo deBjerknes e Solberg em livros-textos. Voltando a compara-o dos dois modelos conceituais de ciclone extratropical,no ciclone tipo Bjerknes e Solberg a secluso de ar quenteocorre no perodo inicial da ocluso e depois tende a desa-parecer, enquanto que no de Shapiro e Keyser, a seclusode ar quente uma caracterstica dominante na fase final dociclone. Em ambos os modelos conceituais (Fig. 5), nota-seque o raio dos ciclones extratropicais aumenta ao longo dociclo de vida desses. De acordo com Rudeva e Gulev(2007), o raio dos ciclones mais extenso quanto maior forsua durao em dias. medida que um ciclone se forma, aconvergncia em superfcie tambm aumenta fortalecendoo sistema. Com a expanso vertical do sistema, o raio vaiaumentando. Uma forma de mostrar essa relao atravsdo raio de deformao de Rossby (LR) que para sistemas detempo com grande vorticidade relativa pode ser generali-

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Figura 5 - Modelos conceituais do ciclo de vida dos ciclones extra-tropicais no Hemisfrio Sul: a) modelo de Bjerknes e Solberg (1922) e b)modelo de Shapiro e Keyser (1990). O painel superior de cada modelomostra a altura geopotencial em 850 hPa e as frentes fria (azul), quente(vermelha) e oclusa (roxa). J o painel inferior apresenta a temperaturapotencial tambm em 850 hPa. Os estgios de vida representam intervalosde 6 a 24 horas. Adaptado de Schultz et al. (1998). Ver texto para maioresdetalhes.

zado como: LR = N H/( + fo), onde N a frequncia deBrunt Visla, H a profundidade do sistema, a compo-nente vertical da vorticidade relativa e fo o parmetro deCoriolis. medida que H aumenta, LR tambm aumenta.

De acordo com Schultz et al. (1998) e Schultz eWernli (2001), os ciclones embebidos num escoamentodifluente em altos nveis tendem a evoluir de acordo com omodelo de Bjerknes e Solberg, enquanto os embebidos numescoamento confluente tendem a evoluir de acordo com omodelo de Shapiro e Keyser.

Embora grande parte das ciclogneses ocorra associa-da aos processos descritos nos modelos conceituais, aindaexistem outras forantes que podem influenciar de formapositiva ou negativa os ciclones, como: topografia, fontesdiabticas de calor e interao troposfera-estratosfera, po-rm essas no sero abordadas aqui. Para uma revisodessas forantes nas ciclogneses ocorridas no sudoeste dooceano Atlntico Sul, prximo costa leste da Amrica doSul, o leitor pode consultar Reboita et al. (2012) e osestudos de caso usando modelo numrico em Piva et al.(2008, 2011).

2.1.2. Nebulosidade dos ciclones extratropicais em imagens de

satlite

Os ciclones extratropicais tambm podem ser cha-mados de ciclones de latitudes mdias ou de ciclones fron-tais, e apresentam comprimento de onda que pode variar de1500 a 5000 km e tempo de vida mdio de 3 dias (Sim-monds e Keay, 2000a; Reboita et al., 2010). Esses sistemasextratropicais so foco de muitos estudos, uma vez quecausam tempo adverso, como ventos fortes, mudanas natemperatura do ar, nebulosidade e precipitao.

Em termos de nebulosidade, um modelo conceitualbaseado na anlise de imagens de satlite foi apresentadopor Troup e Streten (1972) para os ciclones extratropicaisno Hemisfrio Sul. Neste modelo, as nuvens associadascom os ciclones podem apresentar cinco estgios (Fig. 6):W que indica estgio de onda, A estgio de formao, Bestgio de formao avanado, C estgio de maturidade eDx e Dy para o estgio de dissipao. O estgio C mostraque na maturidade dos ciclones (fase de ocluso), as nuvensapresentam um padro espiralado. Entretanto, destaca-seque nas cartas sinticas de superfcie o traado das frentesassociadas com os ciclones nunca ter essa forma de espi-ral. Para tal observao, basta comparar as Figs. 5 e 6.

Muitos dos ciclones extratropicais que se formamprximos costa leste da Amrica do Sul se diferenciamligeiramente do modelo de Troup e Streten (1972) por noapresentarem o estgio W. Isto ocorre quando as ciclo-gneses so iniciadas por influncia de cavados ou vrticesciclnicos de altos nveis que cruzam os Andes em direoao oceano Atlntico Sul. Assim, a banda de nuvens sedesenvolve corrente abaixo do eixo do cavado ou do vrticesem apresentar o estgio inicial de onda (estgio W).

O artigo parte II apresentar uma anlise sintica dedois ciclones extratropicais: um que segue o modelo deBjerknes e Solberg (1922) e outro o de Shapiro e Keyser(1990) e se relacionar o padro da nebulosidade com omodelo de Troup e Streten (1972).

2.2. Ciclones tropicais

2.2.1. Ciclo de vida dos ciclones tropicais

Os ciclones tropicais so sistemas de baixa pressono-frontal, com ncleo quente, que se desenvolvem sobreos oceanos tropicais ou subtropicais e possuem circulaoem superfcie bem organizada (Gray, 1968; Frank, 1977).Os ciclones tropicais possuem dimetro (500 - 1000 km)menor do que os extratropicais e so mais intensos, sim-tricos e duradouros. Outra diferena em relao a locali-zao dos ventos mais intensos: enquanto nos ciclonesextratropicais os ventos mais intensos ocorrem perto datropopausa, nos ciclones tropicais eles ocorrem nos baixosnveis da troposfera.

O National Hurricane Center (NHC, s/d) faz umaclassificao do tipo de ciclone tropical com base na inten-sidade dos ventos mximos sustentados. Segundo essa clas-sificao, quando o ciclone apresenta ventos sustentados deat 61 km h-1 denominado de depresso tropical, quando aintensidade varia entre 62 e 118 km h-1, o sistema chamadode tempestade tropical e quando atinge intensidade maiorou igual a 119 km h-1 chamado de furaco na bacia doAtlntico Norte e Pacfico Leste (de tufo no Pacfico Oestee apenas de ciclone no ndico e cercanias da Austrlia, mastal nomenclatura no dada pelo NHC). Alm disso, h acategoria de furaco severo quando os ventos sustentadosmximos atingem 178 km h-1. Portanto, o ciclo de vida deum ciclone tropical pode iniciar na fase de depresso tropi-cal e evoluir para furaco (se for considerada a bacia doAtlntico Norte, por exemplo). Para os ciclones tropicaisque atingem o estgio de furaco, existe ainda uma classi-ficao, a de Saffir-Simpon, que relaciona a intensidade

Ciclones em Superfcie nas Latitudes Austrais 177

Figura 6 - Ilustrao esquemtica do padro de nuvens associado comciclones extratropicais no Hemisfrio Sul. X indica o ponto consideradocomo centro do vrtice e r a distncia considerada como raio. As letras nasimagens indicam o estgio do ciclo de vida do ciclone (ver definies notexto). Adaptado de Troup e Sreten (1972).

dos ventos sustentados com os danos causados por essessistemas. A categoria 1 aquela em que os ventos susten-tados so entre 119-153 km h-1, podendo causar danos emtelhados, quedas de partes de rvores etc. Os ventos au-mentam na categoria 2 para 154-177 km h-1, na categoria 3para 178-208 km h-1, na categoria 4 para 209-251 km h-1 ena categoria 5 para mais intensos do que 252 km h-1. Nessaltima categoria os danos so grandes com destruio dasreas construdas, quedas de rvores etc. Em geral, a reaafetada pelos ciclones com categoria 5 ficam inabitadas porsemanas ou meses em virtude dos estragos.

Gray (1968) identificou seis caractersticas ambien-tais necessrias, mas no suficientes, para a gnese dosciclones tropicais no globo: (1) temperatura da superfciedo mar (TSM) excedendo a 26,5 C, (2) valores elevados deumidade relativa na mdia troposfera (700 hPa), (3) insta-bilidade condicional, (4) distrbio ciclnico em baixos n-veis, (5) fraco cisalhamento vertical do vento horizontal e(6) local da gnese distante do equador em cerca de 5 a 6.

A gnese dos ciclones tropicais com base nas carac-tersticas descritas por Gray (1968) pode ser pensada daseguinte forma: perturbaes nos nveis atmosfricos aci-ma da superfcie, a cerca de 1 a 2 km de altura (como asondas de leste), podem causar distrbios ciclnicos embaixos nveis (4). Esses distrbios podem favorecer a con-vergncia dos ventos em superfcie que intensificam osfluxos turbulentos de calor latente e sensvel do oceanopara a atmosfera (teoria Wind-Induced Surface Heat Ex-change - WISHE; Emanuel 1986, 1991), o que indica aimportncia de TSMs elevadas (1) para o aumento daumidade relativa na mdia troposfera (2). Nesse processo, ainstabilidade condicional (3) torna-se importante, pois ocalor latente liberado na condensao aquecer as parcelasde ar que podero continuar a ascender na atmosfera, con-tribuindo para a reduo da presso nos nveis mais baixose, consequentemente, aumento da convergncia de massa eo movimento vertical ascendente. Para a conveco profun-da se manter necessrio um fraco cisalhamento vertical dovento horizontal (5; Gray, 1968; Mundell, 1990; DeMariaet al., 2001), pois o forte cisalhamento vertical do ventotransporta o calor para longe do local de desenvolvimentodo distrbio (Fig. 7). Alm disso, a liberao de calor porcondensao pelos cumuli na alta troposfera advectadapara uma direo diferente da liberao de calor latente emnveis mais baixos. Isso torna mais difcil a concentrao decalor por toda a troposfera. Gray (1968) menciona que nosudoeste do oceano Atlntico Sul a gnese de ciclonestropicais prejudicada devido ao forte cisalhamento verti-cal do vento que existe entre os nveis de 200 e 850 hPa, oqual de cerca de 10 a 20 m s-1. J para uma regio prxima costa sul do Brasil e considerando a mesma camada verti-cal, Pezza e Simmonds (2005) encontraram valores aindamaiores (~26 m s-1). Por fim, como a fora de Coriolis importante para iniciar a rotao dos sistemas, os ciclones

tropicais devem se formar afastados do equador (6), onde afora de Coriolis no ser nula.

Com relao ao cisalhamento vertical do vento, aFig. 7 mostra uma ilustrao esquemtica adaptada deMundell (1990) para facilitar o entendimento desse nagnese de ciclones tropicais. Na figura, a parte (a) mostra ascondies favorveis gnese, enquanto a parte (b) ascondies desfavorveis. De acordo com Mundell (1990),para a intensificao dos ciclones tropicais necessriofraco cisalhamento vertical do vento por toda a troposfera,pois isso permite o alinhamento vertical do ciclone tropicalde modo que facilite o transporte de movimento ciclnicopara nveis mais altos (e a vorticidade ciclnica torna-semais eficiente em altos nveis, pois reduz a rea da circula-o comparada superfcie) e resulta em queda mais efici-ente da presso na superfcie no centro do sistema devidoao aquecimento em altos nveis. Em decorrncia dessesfatores, h uma circulao ciclnica extensa verticalmente(o que tambm pode se chamar de sistema profundo).

De acordo com a Fig. 7a, a rea da circulao cicl-nica maior em baixos nveis da atmosfera e menor em al-tos nveis, o que favorece a vorticidade se tornar maisintensa em altos nveis (efeito bailarina). Segundo Mundell(1990), nessa situao h mais possibilidade de ocorrerconvergncia em baixos nveis e concentrao de convec-o cumuli profundos. Tambm so observados na Fig. 7amaiores desvios horizontais de temperatura na regio cen-tral do ciclone na alta troposfera do que na baixa troposfera(Fig. 7a central). Essa informao parece contraditria,uma vez que a existncia de camadas mais quentes nabaixa do que na alta atmosfera que a instabiliza. Entretanto,estudos de caso de ciclones tropicais (Hawkins andRubsam, 1968; Emanuel, 1998; Kidder et al., 2000;Reboita et al., 2016, parte II) mostram que o aquecimentono ncleo desses sistemas mais intenso no topo da tem-pestade favorecendo desvios zonais mais intensos. J, pr-ximo da superfcie, os desvios podem ser at negativos. Umexemplo mostrado no caso do ciclone tropical Hildaocorrido em 1 de outubro de 1964 (Fig. 7c). O maioraquecimento da alta troposfera pode estar relacionado como aquecimento por liberao de calor latente de conden-sao associado conveco profunda existente no ciclone(Kidder et al., 2000). J os fracos desvios zonais de tempe-ratura do ar ou mesmo negativos podem ser devido aosventos fortes que propiciam a ocorrncia da evaporaotanto do spray ocenico quanto da prpria precipitao.Estudos como o de Hawkins e Rubsam (1968), Hawkins eImbembo (1976) e Kidder et al. (2000) mostram essacaracterstica fria na base de alguns ciclones tropicais.

Outro fato que deve ser mencionado so os limiaresde TSM para a ocorrncia dos ciclones tropicais. Apesar demuitos estudos mostrarem que a formao dos ciclonestropicais ocorre quando a TSM for maior do que 26,5 C(Gray, 1968; Galvin, 2008), recentemente, Dare e McBride(2011) e McTaggart-Cowan et al. (2015) chamaram a aten-

178 Reboita et al.

o para ocorrncia de ciclones tropicais sobre guas comtemperaturas inferiores a 26,5 C; sendo que Dare eMcBride (2011) encontram um total de 7% dos ciclonestropicais com essa caracterstica numa climatologia entre35 S e 35 N no perodo de 1981 a 2008.

A expresso necessria, mas no suficiente men-cionada anteriormente significa que todas as seis caracters-ticas ambientais devem ocorrer simultaneamente para se tera gnese de um ciclone tropical, entretanto, mesmo napresena dessas caractersticas, a ciclognese tropical pode

Ciclones em Superfcie nas Latitudes Austrais 179

Figura 7 - Condies favorveis (painel superior - a) e desfavorveis (painel inferior - b) para a intensificao dos ciclones tropicais baseadas em Mundell(1990). Nas figuras, T indica anomalia de temperatura e W que a regio est mais aquecida em relao ao redor. No painel c, tem-se um exemplo de perfilvertical da anomalia zonal de temperatura do ar no ciclone tropical Hilda, que ocorreu em 1 de outubro de 1964 (Hawkins and Rubsam, 1968). O uso daspalavras desvio e anomalia distingue-se pelo fato de que anomalia corresponde a uma diferena em relao mdia temporal, enquanto desvio pode seruma diferena apenas em relao a uma mdia de dados latitudinais num dado tempo.

no ocorrer. De acordo com o COMET (s/d), para ocorrer aciclognese tropical necessrio que a atmosfera mantenhaa conveco profunda na presena de vorticidade absolutaciclnica em baixos nveis. A habilidade da conveco dese manter por vrios dias depende da sua vorticidade, esta-bilidade e profundidade. Esses trs fatores esto inseridosna definio do raio de deformao de Rossby (LR). O LR uma escala de comprimento crtica em que a rotao de umsistema torna-se to importante quanto a flutuao (Gill,1982). Quando o comprimento horizontal do distrbio maior (menor) do que LR, ele persiste (desaparece).

Assim como existe um processo de gnese dos ciclo-nes tropicais, tambm existe a cicllise desses sistemas. Asprincipais causas que podem provocar a cicllise estorelacionadas ao desaparecimento de uma ou mais condi-es que favorecem a ciclognese. Por exemplo, um ciclo-ne que se desloca sobre regies com TSMs mais frias perdea capacidade de sustentar conveco profunda, devido reduo dos fluxos de calor em superfcie; a presena deintenso cisalhamento vertical do vento pode desorganizar osistema, pois transporta calor e umidade para longe do localdo distrbio. As reas continentais tambm so fonte dedissipao dos ciclones tropicais, uma vez que no forne-cem a energia necessria para manter os ciclones (a umida-de) e devido rugosidade da superfcie, acabamdesorganizando o ciclone tropical, que sobre o oceano bastante simtrico. Os ciclones tropicais tambm podemdeixar de existir aps a transio para um ciclone extratro-pical (Jones et al., 2003). medida que um ciclone tropicalse move em direo ao polo, a baroclinia do ambienteaumenta e pode ocorrer interaes com outras caracte-rsticas sinticas (como frentes, cavados em altos nveis,ciclones extratropicais). A interao entre os sistemas deorigem tropical e extratropical podem favorecer a transi-o. Entretanto, fatores que so favorveis na transio de

um sistema podem no ser em outro, como salienta Jones etal. (2003).

Com relao estrutura vertical dos ciclones tropicais(Fig. 8), esses sistemas apresentam: (A) escoamento con-vergente na camada limite atmosfrica, (B) parede do olhoque uma camada de nuvens extensa verticalmente, (C)nuvens em forma espiraladas, (D) regies com movimentossubsidentes entre as bandas de nuvens e (E) escoamentodivergente na alta troposfera e bandas de cirrus. Quando umciclone tropical atinge a categoria de furaco, ele apresentano seu centro um olho, em que h movimentos subsidentese ausncia de nebulosidade (F).

2.2.2. Nebulosidade dos ciclones tropicais em imagens de

satlite

O padro de nuvens num ciclone tropical na categoriade furaco no Hemisfrio Sul indicado na Fig. 9. O crculoconcntrico de nuvens ao redor do olho do sistema corres-ponde parede do olho, mais afastadas desse encontram-seas bandas espiraladas de nuvens que tambm so denomi-nadas de bandas de chuva.

Embora o foco do presente estudo seja o HemisfrioSul, uma figura da evoluo temporal entre os dias 19 e 21de outubro de 2005 do furaco Wilma (Fig. 10), ocorrido nabacia do oceano Atlntico Norte Tropical, mostrada parailustrar tanto o padro da nebulosidade do ciclone no canalvisvel do satlite GOES-12 quanto a temperatura de brilhono plano e em perfil vertical. Essa ltima caractersticamostra claramente a estrutura vertical do ciclone confir-mando o modelo conceitual da Fig. 8. Com os produtos desatlite, possvel mostrar que a parede do olho do furacopode ter mxima intensidade da atividade convectiva equando essa enfraquece h a intensificao de uma bandade nebulosidade circundando o olho ligeiramente maisafastada. Na primeira coluna da Fig. 10, dia 19 de outubrode 2005, mostrado um pequeno olho no furaco. Na

180 Reboita et al.

Figura 8 - Estrutura vertical de um ciclone tropical na categoria de furaco, onde: A indica regio de convergncia em superfcie, B a parede do olho, Cso as bandas de nuvens espiraladas, D so regies de fraca conveco e/ou movimentos subsidentes, E indica o movimento divergente na alta troposferae bandas de cirrus e F representa o movimento subsidente no olho do sistema. Adaptado de http://people.cas.sc.edu/carbone/mod-ules/mods4car/tropcycl/pages/structure.html.

segunda coluna, dia 20 de outubro, o brilho da banda denuvens ao redor do olho do sistema bem mais intenso doque no dia 19. J na terceira coluna, nota-se que h umenfraquecimento da atividade convectiva que forma a pa-rede do olho do furaco e intensificao de uma novaparede ligeiramente mais afastada.

2.3. Ciclones subtropicais

2.3.1. Ciclo de vida dos ciclones subtropicais

Os ciclones subtropicais, tambm chamados de siste-mas hbridos, so centros de baixa presso que apresentamncleo quente em baixos nveis da atmosfera, como osciclones tropicais, e frio em altos nveis, como os ciclonesextratropicais (Hart, 2003). Um ciclone pode ter gnesecomo subtropical ou sofrer transio de extratropical ou detropical para subtropical. Esses sistemas hbridos ocorremem diferentes lugares do globo como no mar Mediterrneoonde so chamados de Medicanes (Fita et al., 2007;Cavicchia et al., 2014), prximo da Austrlia (Holland etal., 1987; Garde et al., 2009), na bacia do Atlntico Norte(Evans e Guishard, 2009; Guishard et al., 2009) e na baciado Atlntico Sul (Evans e Braun, 2012; Dutra, 2012;Mathias, 2012; Reboita et al., 2013; Dias Pinto et al., 2013;Gozzo et al., 2014). Enquanto na bacia do Atlntico Norte,os estudos de Evans e Guishard (2009) e Guishard et al.(2009) indicam uma frequncia de quatro sistemas por ano,na bacia do Atlntico Sul, Evans e Braun (2012) encon-traram uma frequncia de 1,2 sistemas por ano. J Gozzo etal. (2014), utilizando dados da reanlise do NCEP e doECMWF, obtiveram uma frequncia de ~7,2 sistemas porano. O maior nmero mdio anual de ciclones subtropicaisencontrados por Gozzo et al. (2014) deve-se ao fato de queesses autores usaram limiares menos rgidos para a clima-

Ciclones em Superfcie nas Latitudes Austrais 181

Figura 9 - Ilustrao esquemtica da nebulosidade nos ciclones tropicaisna categoria de furaco no Hemisfrio Sul baseada em imagens de satlite.Adaptado de http://www.oas.org/cdmp/document/forecast/forecast.htm.

Figura 10 - Evoluo do furaco Wilma entre os dias 19 e 21 de outubro de 2005 (colunas). Na figura a primeira linha corresponde s imagens do satliteGOES-12 no canal visvel, a segunda linha a temperatura de brilho (K) e a terceira linha, um perfil vertical da temperatura de brilho. Adaptado de StanGoldenberg http://www.aoml.noaa.gov/hrd/tcfaq/D8.html.

tologia, como: incluso de sistemas que no apresentavambaixa fechada na mdia troposfera e/ou cujo vento mximoem 925 hPa no atingia 17 m s-1. Entretanto, Evans e Braun(2012) e Gozzo et al. (2014) mostraram a regio ocenicaprxima da costa sul/sudeste do Brasil como a de maiorocorrncia desses sistemas (Fig. 11). Com relao varia-bilidade sazonal, os ciclones subtropicais no sudoeste do

oceano Atlntico Sul ocorrem preferencialmente no vero.Outras caractersticas encontradas por Gozzo et al. (2014)so que os ciclones subtropicais percorrem distncias me-nores do que os extratropicais, e com menor velocidade.

Embora a ateno aos ciclones subtropicais s tenhaaumentado com os trabalhos de Hart (2003), Evans eGuishard (2009) e Guishard et al. (2009), na dcada de1960 j se usava na literatura o termo ciclone subtropical.Gray (1968), em seu estudo sobre os ciclones tropicais,dedicou uma seo para os subtropicais onde mencionouque tempestades do tipo hbridas, com caractersticas deambos ciclones tropical e extratropical, ocorriam em lati-tudes entre 25 e 35S e na rea mais a noroeste dessa bandade latitude nos oceanos Atlntico e Pacfico. Gray (1968)tambm mencionou que os ciclones subtropicais no pos-suem intenso ncleo convectivo e que os ventos mximosocorrem afastados do seu centro.

De maneira geral, os estudos indicam que os ciclonessubtropicais se formam associados presena de um cava-do ou de um VCAN (cutoff low) em altos nveis da atmos-fera (exemplo: Holland et al., 1987; Evans e Braun, 2012;Dias Pinto et al., 2013; Gozzo et al., 2014) e na presena deuma perturbao ciclnica em superfcie, ou seja, num

182 Reboita et al.

Figura 11 - Densidade (nmero de ciclones por radiano quadrado por dia,em outras palavras, para o resultado ser em km, converte-se a unidaderadiano para graus e depois para km) de ciclogneses subtropical obtida dareanlise 1 do NCEP. Adaptada de Gozzo et al. (2014).

Figura 12 - Lado esquerdo: modelo conceitual adaptado de McTaggart-Cowan et al. (2006) em que em altos nveis da atmosfera h um bloqueio do tipodipolo no Hemisfrio Sul. A direo do escoamento em altos nveis representada por linhas tracejadas e pontilhadas; a trajetria do ciclone (L) emsuperfcie destacada em (a) com linha tracejada em negrito. Na figura (b), o ciclone em superfcie se encontra entre a interface de duas circulaes comsentidos opostos o que reduz a intensidade do escoamento de oeste em altos nveis e favorece o deslocamento do ciclone para oeste (c). Lado direito:modelo conceitual adaptado de Holland et al. (1987) para o Hemisfrio Sul. No painel superior so mostradas as isbaras em superfcie (linhas contnuas),a espessura da camada 100/500 hPa (linhas tracejadas) e os jatos em altos nveis (linhas pretas em negrito). No painel inferior so apresentadas as isbarasem superfcie (linhas contnuas), as nuvens estratiformes em rea com conveco (rea hachurada mais densa) e com pouca conveco (rea hachuradamenos densa) e trajetria das isentrpicas de temperatura potencial de bulbo mido com movimento subsidente ao longo da seta tracejada (noroeste domodelo) e movimento ascendente ao longo das demais setas. As letras L e H indicam, respectivamente, regies com baixa e alta presso em superfcie, jas letras C e W indicam, respectivamente, regio fria e regio quente.

ambiente baroclnico (Guishard, 2006); mas seu desen-volvimento s ocorre se a conveco puder ser mantida. interessante ressaltar que o ncleo quente dos ciclonessubtropicais bem mais raso do que dos tropicais (noultrapassando os 500 hPa), impedindo que o sistema sejamantido apenas pelo mecanismo de feedback entre a circu-lao e os fluxos de calor do oceano (Guishard et al., 2009).Assim, torna-se importante a componente dinmica doscavados ou dos VCANs, isto , a divergncia que ocorre aleste contribui para movimentos verticais ascendentes. Isso um mecanismo que est associado intensificao dosciclones extratropicais e cisalhamento vertical do vento, oque atuaria de maneira negativa para a organizao daconveco no ncleo do sistema subtropical. Entretanto,em vrios casos de ciclones subtropicais nota-se que oVCAN faz parte de um bloqueio do tipo dipolo, ou seja, huma crista ou uma alta no lado polar do VCAN (Fig. 12).Assim, os ventos de oeste em latitudes subtropicais acabamenfraquecendo na interfase do VCAN e da crista e atpodem mudar de sentido. Portanto, esse ambiente favorecea reduo do cisalhamento vertical do vento, de modo que aconveco pode ser sustentada. Os modelos conceituaisapresentados em Holland et al. (1987) e McTaggart-Cowanet al. (2006), reproduzidos na Fig. 12, ilustram os meca-nismos fsicos descritos anteriormente.

Gozzo et al. (2014), atravs da anlise de compo-sies, mostraram que entre as principais caractersticasassociadas aos ciclones subtropicais no sudoeste do oceanoAtlntico Sul tem-se a presena de um padro de bloqueiodo tipo dipolo. Esse padro tambm foi documentado noestudo de caso do ciclone subtropical Anita (Dutra, 2012;Dias Pinto et al., 2013). Ainda com relao ao Anita, DiasPinto et al. (2013) mostraram que o seu ciclo de vida foimarcado por uma transio extratropical, devido ao enfra-quecimento dos fluxos de calor latente e interao dociclone com um distrbio extratropical situado a sudoeste.Ao longo do ciclo de vida, o Anita se deslocou para sudo-este quando se acoplou a um padro similar a bloqueio dotipo dipolo em altos nveis e adquiriu estrutura verticalbarotrpica. Aps a ocorrncia do ciclone Anita, o casoseguinte de ciclognese subtropical no sudoeste do oceanoAtlntico Sul de repercusso na comunidade cientfica foi osistema denominado de Arani (Mathias, 2012). Esse siste-ma se desenvolveu associado a umfraco cavado em 500 hPa(sem assinatura em 300 hPa) como ser mostrado no estudode caso (artigo parte II).

Com relao nebulosidade dos ciclones subtropi-cais, ainda no h estudos que sintetizem os principaispadres das nuvens em imagens de satlite.

3. Concluses

Este trabalho teve como objetivo compilar informa-es da literatura sobre as caractersticas sinticas de qua-tro tipos de ciclones em latitudes austrais: extratropicalseguindo o modelo conceitual de Bjerknes e Solberg, extra-

Ciclones em Superfcie nas Latitudes Austrais 183

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tropical seguindo o modelo de Shapiro e Keyser, tropical esubtropical. As informaes apresentadas aqui mostramque os modelos conceituais so importantes para ajudar nacompreenso dos sistemas, mas isso no significa que todosos casos de ciclones se igualam perfeitamente aos modelosconceituais.

Quanto aos ciclones extratropicais seguindo o mo-delo de Bjerknes e Solberg e de Shapiro e Keyser, esses sediferenciam principalmente pela trajetria da frente fria,que no gira ao redor do centro do ciclone e, sim, seguequase perpendicular frente quente no modelo de Shapiro eKeyser. Como as diferenas entre os dois tipos de ciclonesextratropicais so sutis, devem ser abordadas nas disci-plinas de laboratrio de meteorologia sintica e previso detempo. Um pequeno resumo das principais caractersticasdos ciclones extratropicais (sem diferenciar os modelosmencionados), tropicais e subtropicais apresentado naTabela 1.

Agradecimentos

Os autores agradecem ao CNPq, CAPES e FAPESP(projeto SANSAO) pelo apoio financeiro.

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