Ciclones Tropicais no Atlântico Norte

Estrutura das Nuvens nas Imagens de Satélite

Ciclones Tropicais na bacia do Atlântico Norte

Ciclones tropicais (CTs) evoluem através de uma transformação de um ciclo de estágios de uma depressão tropical (estágio #1) para um ciclone tropical (estágio #3). Quando observados nas imagens do visível (VIS), infravermelho termal (IR) e vapor d'água (WV), observa-se que estas perturbações tropicais apresentam várias características de topo de nuvens ao longo da sua transformação em todas as bandas (VIS, IR e WV).

Imagens do satélite Meteosat-9, mostrando os diferentes estágios de desenvolvimento do CT. A maturação (estágio#3) mostra a espiral, área aproximadamente circular de convecção profunda, olho circundado pela parede do olho (características do CT).

18 Agosto 2009 / 12:00 UTC. Imagens IR Meteosat-9, mostrando os diferentes estágios de desenvolvimento do CT Bill (2009).

18 Agosto 2009 / 12:00 UTC. Imagens WV Meteosat-9, mostrando os diferentes estágios de desenvolvimento do CT Bill (2009).

18 Agosto 2009 / 12:00 UTC. Imagens VIS Meteosat-9, mostrando os diferentes estágios de desenvolvimento do CT Bill (2009).

As depressões tropicais parecem ter pouca organização nebulosa quando vistas de um satélite. Ao invés da aparência circular similar aos CTs, depressões tropicais parecem com grupos de tempestades individuais. Uma vez que a depressão tropical se intensifica até o ponto em que seus ventos máximos estão entre 63-118km/h, esta torna-se uma tempestade tropical. Sua rotação torna-se mais claramente reconhecível do que a de uma depressão tropical.

Uma tempestade tropical torna-se CT quando os ventos atingem 119km/h. Uma rotação nítida desenvolve-se em torno do centro. Devido à rotação da Terra, os ciclones tropicais giram no sentido horário no Hemisfério Sul e no sentido anti-horário no Hemisfério Norte. Eles podem atingir 80-800km de diâmetro. As imagens do IR do satélite Meteosat-9, quando combinadas com informações de NWP, destacam a intensa convecção na parede do olho, bandas de nuvens espirais (vermelho) com subsidência entre elas (branco a azul escuro) e o olho. O ar descendente esquenta por compressão o que explica a ausência de nuvens no olho. Essas características são evidentes nas imagens IR realçadas abaixo (estágio#3).

A convecção da parede do olho é fundamental na formação e manutenção do ciclone tropical. Convecção em ciclones tropicais é organizada e alongada na mesma orientação do vento horizontal, sendo chamadas de bandas espirais pela típica formação em espiral. Ao longo dessas bandas a convergência em baixos níveis é máxima e, assim, a divergência é bem pronunciada nos altos níveis.

18 Agosto 2009 / 12:00 UTC. Imagens IR realçado Meteosat-9, mostrando as bandas de nuvens do CT Bill (2009) em diferentes estágios de desenvolvimento. Ao longo dessas bandas a convergência em baixos níveis é máxima e a divergência é bem pronunciada nos altos níveis.

18 Agosto 2009 / 12:00 UTC. Imagens multi-sensor de estimativa de precipitação Meteosat-9 (MPE) do CT Bill (2009).

As imagens IR e MPE podem identificar a localização do olho devido ao ar ascendente que condensa formando as células convectivas concentradas próximas ao seu centro. Assim sendo, observa-se o contraste entre a parte mais quente do olho e as partes convectivas mais frias que rodeiam a parede do olho. Dentro das tempestades convectivas da parede do olho, o ar se aquece por causa das grandes quantidades de calor latente liberado.

O ar que ascende e condensa forma enormes trovoadas produzindo chuvas fortes (até 25 centímetros por hora) na parede do olho (figura 3). Perto dos topos das trovoadas, o ar seco flutua para fora do centro. Este ar divergente em altos níveis produz um afluxo anti-ciclônico em aproximadamente 100 quilômetros do olho. Assim que o afluxo atinge a periferia da tempestade, ele começa a descer e se aquecer, resultando em céu claro. Dentro das trovoadas da parede do olho nas nuvens de chuvas (figura 7), o ar se aquece por causa das grandes quantidades de calor latente liberado. Este produz pressões leves altas no alto e inicia a descendência do ar no olho e entre cada banda. O ar descendente esquenta por compressão o que explica a ausência de trovoadas no centro da tempestade. A ideia por trás no padrão de banda curvada é que, a intensidade da vorticidade do sistema é indicada pela extensão em que as bandas de chuva são circundadas pela parede do olho correspondendo à área de ventos de superfície mais intensos. Ar ascende e condensa formando tempestades convectivas que produzem chuvas fortes na parede do olho. Perto do topo das tempestades, o ar seco flutua para fora do centro. Este ar divergente no alto produz um afluxo anti-ciclônico várias centenas de quilômetros do olho.

Um diagrama dos movimentos principais do ar dentro e ao redor de um CT (estágio#3). O olho é composto pelo ar que apresenta movimento levemente descendente enquanto que a parede tem um fluxo resultante ascendente de moderado a fortes correntes ascendentes e descendentes. A convecção da parede do olho é fundamental na formação e manutenção do CT. Essas características ascendentes da velocidade vertical são impulsionadas por convergência de baixos níveis e flutuabilidade local. As características descendentes do campo de vento vertical são impulsionadas pelo equilíbrio de massa e convergência no topo. Assim que o afluxo atinge a periferia da tempestade, ele começa a descer e se aquecer, induzindo céu claro.

Na superfície, os ventos viajam em direção ao centro do CT, onde o ar é forçado a subir. A força Coriolis atua sobre esses ventos de superfície, que no Hemisfério Norte, o vento é defletido para a direita. A convergência na parede do olho é tão forte que o ar é levantado mais rápido e com mais força do que em qualquer outro local do CT. Isso maximiza o transporte de umidade do oceano e a subsequente produção de calor latente. Para fora da parede do olho (abaixo da tropopausa), observa-se uma estrutura de bandas de nuvens. Estas nuvens são conhecidas como faixas espirais de nuvens. Essas características podem normalmente ser vistas nas imagens VIS, IR e WV.

18 Agosto 2009 / 12:00 UTC. Imagens IR realçado Meteosat-9 em 3D, mostrando as bandas de nuvens do CT Bill (2009) no estágio #3.

O olho é uma área quase circular de ventos relativamente calmos e tempo bom encontrado no centro de um CT. Embora os ventos sejam calmos no eixo de rotação, pode ocorrer também ventos intensos nessa região. Há pouca ou nenhuma precipitação e muitas vezes pode-se ver céu claro nessa região. Os mesovórtices do olho (características ciclônicas e anticiclônicas distintas nas nuvens de baixos níveis) geram convecção flutuante na parede do olho do TC. A convergência na superfície excede a divergência no alto. O olho do furacão cujo diâmetro varia entre 24 a 40 km, é uma área de calmaria livre de nuvens. Essa característica pode facilmente ser vista nas imagens VIS, IR e WV.

19 Agosto 2009 /06UTC. Imagens IR (A) e IR realçada (B) com topo de nuvens do satélite Meteosat-9 do TC Bill.

Exemplos de imagens do satélite Meteosat-9: CT Bill (2009)

Como exemplo, aqui está a animação por satélite da ciclogênese e o caminho tomado pelo CT Bill (2009) na bacia do Atlântico Norte. Com base na animação das imagens do infravermelho termal do satélite Meteosat-9 do CT Bill no período de 14 a 18 de agosto de 2009, observa-se a transformação dos estágios #1 a #3. O CT Bill formou-se em 15 de agosto no Atlântico Norte Tropical e seguiu inicialmente para oeste. O sistema se intensificou para uma tempestade tropical ainda naquele dia, gradualmente. Bill se intensificou para um furacão em 17 de agosto, e a partir de então, começou a sofrer rápida intensificação, tornando-se um grande furacão em 18 de agosto ao atingir a intensidade de um furacão de categoria 3 na escala de furacões de Saffir-Simpson.

Animação com imagens IR do satélite Meteosat-9 do CT Bill (2009) sobre o Atlântico Norte, mostrando diferentes estágios de desenvolvimento, que estão associadas com mudanças na intensidade e estrutura da tempestade convectiva.

As características de nuvens do furacão Bill que são visíveis no início do estágio de intensificação parecem desempenhar um papel distintivo na determinação de sua estrutura final. Uma onda tropical deixou a costa ocidental da áfrica em 12 de agosto. No entanto, a formação de uma banda curvada de tempestade com fortes áreas de convecção deu à tempestade a estrutura necessária para que o ciclone começasse a se intensificar mais rapidamente a partir da tarde de 16 de agosto. Situado numa área com condições meteorológicas favoráveis e sobre águas oceânicas quentes, Bill continuou a se intensificar, auxiliado pelos bons fluxos de saída. Como resultado do aumento da convecção sob influências da circulação ciclônica, uma convecção divergente em altos níveis conduz a descida assimétrica de mesoescala (aquecimento adiabático) no olho, o que diminui a pressão, aumentando o gradiente de pressão e ventos tangenciais. A partir da madrugada (UTC) de 19 de agosto, Bill começou a sofrer rápida intensificação, e logo se tornou um CT ao se intensificar para um CT de categoria 3.

As animações de imagens IR do satélite Meteosat-9 são complementadas com imagens de estimativas de chuva geradas pelo hidroestimador (MPE) do TC Bill de 14 a 18 de agosto de 2009 às 12:00 UTC. O MPE é um produto instantâneo de taxa de precipitação, que é um indicador para precipitação de nuvens convectivas profundas. Pode-se observar várias células de precipitação (> 30mm) durante este período, das quais apenas algumas parecem estar diretamente relacionadas com perturbações (ondas) de leste africanas associadas à Zona de Convergência Intertropical (ZCIT).

Evolução diária de estimativas de chuva geradas pelo hidroestimador (MPE) do CT Bill: 1) 14 de Agosto, 2009; 2) 15 de Agosto, 2009; 3) 16 de Agosto, 2009; 4) 17 de Agosto, 2009; e 5) 18 de Agosto, 2009. Os círculos pretos indicam os horários de passagem de CT Bill as 12:00 UTC.

Fundamentação em Meteorologia Física

As características da troposfera tropical antes do desenvolvimento de um CT

Os CTs são sistemas de baixa pressão de escala sinótica que se desenvolvem sobre o oceano e mostram uma circulação de superfície claramente organizada. Um centro de baixa pressão tropical passa por vários estágios até atingir a condição de CT, sendo classificados de acordo com o vento sustentável de superfície: máximo até 17 m/s - depressões tropicais; máximo entre 18 e 32 m/s - tempestade tropical; máximo acima de 33 m/s - ciclone tropical. Para ocorrer ciclogênese tropical deve existir uma série de condições ambientais precursoras favoráveis como:

i	energia termal suficiente [temp. > 26°C até uma profundidade de ~60 m],
ii	umidade relativa relaçada de média troposfera (700 hPa),
iii	instabilidade condicional,
iv	vorticidade ciclônica,
v	baixo cisalhamento vertical de vento entre a superfície e a alta troposfera,
vi	deslocadmento de pelo menos 5° de latitude distante do equador.

Se as condições acima mencionadas forem mantidas, isto proporciona a situação ideal para uma maior intensificação da perturbação do estágio da tempestade tropical. As águas quentes do oceano dos trópicos formam a principal fonte de energia para alimentar o ciclone tropical. Um distúrbio pré-existente próximo à superfície com vorticidade e convergência suficientes. CTs não podem desenvolver-se espontaneamente, pois necessitam de um sistema levemente organizado com rotação considerável e influxo nos baixos níveis. Uma atmosfera que se resfrie rapidamente com a altura para que seja potencialmente instável à convecção úmida, sendo essa atividade convectiva responsável pela liberação do calor armazenado nas águas para o interior do CT.

Um exemplo deste tipo de tempestade ocorreu em 12 de Agosto de 2009, sobre a áfrica Ocidental. Inicialmente, uma baixa tropical formou-se em um ambiente com baixo cisalhamento vertical e temperatura da superfície do mar (TSM) anormalmente quente e depois desenvolveu-se para uma categoria 3 (Cat. 3) CT, conhecida como Ciclone Tropical Bill, até 18 de agosto. O mapa abaixo mostra a região sobre a bacia tropical do Atlântico Norte onde se formou o CT Bill.

Mapa da temperatura da superfície do mar (TSM) para a bacia tropical do Atlântico Norte. As cores verde, amarelo e laranja mostram TSMs quentes o suficiente para sustentar CT Bill (> 28,8 °C) em 18 de Agosto de 2009.

A intensidade de CT se gradua por meio da escala Saffir-Simpson, sendo classificado de acordo com sua velocidade do vento. é uma escala, 1 a 5, que indica o potencial de destruição de um CT, levando-se em conta: velocidade do vento e dano material causado pela tempestade. Um CT que atinja a categoria 3 ou superior é considerado um risco maior, devido ao seu potencial para perda significativa de vidas e danos materiais.

Categora de CT Saffir-Simpson	Velocidade máx. do vento (km h-1)	Danos
1	119-153	Mínimo
2	154-177	Moderado
3	178-208	Extenso
4	209-251	Extremo
5	252+	Catastrófico

Mecanismos para o desenvolvimento de uma perturbação tropical em um ciclone tropical - visão geral

Há três mecanismos principais que explicam a gênese e desenvolvimento do CT, em relação aos controles de instabilidade dinâmica:

1. Mecanismo CISK
2. Mecanismo WISHE
3. Mecanismo OT

1. Gênese via mecanismo CISK

CISK ou "Instabilidade Convectiva do Segundo Tipo", é uma teoria popular que explica como depressões tropicais podem evoluir e organizar em CTs. CISK é um mecanismo de feedback positivo, o que significa que uma vez que um processo começa, ele provoca eventos que melhoram o processo original, e todo o ciclo se repete. Uma explicação esquemática do CISK pode ser vista abaixo.

Esquema de uma seção transversal de ciclone tropical, mostrando a circulação radial e vertical (ou transversal) que resulta do atrito, convergência de baixo nível e flutuabilidade na parede do olho e das bandas de chuva, o ar se aquece por causa das grandes quantidades de calor latente liberado. Após estabelecidas as condições de pré-formação, é necessário ainda a presença de algum tipo de instabilidade para aprofundar o sistema, neste caso, é comumente observada a presença CISK ou a instabilidade da interação entre o ar-mar.

Um fluxo friccional de ar na superfície é "desviado" para dentro, em espiral em direção ao centro de um sistema de baixa pressão, onde cria convergência (setas horizontais vermelhas). A continuidade de massa em seguida, rege o movimento para cima, forçando o ar a subir no centro (seta vertical azul). Este processo é conhecido como "Bombeamento Ekman". O ar esfria e, quando saturado, a umidade se condensa, liberando calor latente para o ar. é este calor latente que fornece a energia para alimentar essas tempestades. Se condicionalmente instável, o movimento ascendente vai continuar e aumentar uma circulação secundária. O vórtice se esticará, o que desenvolve e intensifica a vorticidade ciclônica de baixo nível (através da conservação do momento angular).

2. Gênese via mecanismo WISHE

WISHE ou "Intercâmbio de calor de superfície induzida por vento", pressupõe que a atmosfera tropical não é condicionalmente instável, e portanto não podem ser mantidos unicamente pela retroalimentação entre a circulação e intensos fluxos de calor latente do oceano, como ocorre com o mecanismo CISK. Esse mecanismo caracteriza-se por um núcleo quente verticalmente alinhado (barotrópico) e muito profundo, indo desde a superfície até a tropopausa; o maior aquecimento ocorre nas camadas superiores da troposfera. Esta grande extensão vertical do núcleo quente é a chave da sustentação do ciclone pelos fluxos de calor latente intensos da superfície do oceano, segundo o mecanismo mais aceito atualmente para o desenvolvimento tropical.

3. Gênese via mecanismo OT

OT ou "Overshooting Top", também conhecido como "Hot Tower", assume que a atmosfera é condicionalmente instável. O processo de intensificação do ciclone ocorre principalmente através da vorticidade negativa em baixos e altos níveis da troposfera, que amplificam as ondas em médios níveis e consequentemente o gradiente vertical de vorticidade ciclônica.

OT (fluxo ascendente flutuante) desenvolvem e alimentam a instabilidade condicional (vorticidade mínima de baixo nível). A aceleração ascendente leva ao alongamento do vórtice à convergência de baixo nível (via conservação do momento angular) da vorticidade de fundo (vorticidade de baixo nível considerável).

Esquema de uma sessão vertical típica de um vótice ciclônico de meso-escala (VCM).

Processos meteorológicos para algumas características da etapa #3 (CT)

As seguintes imagens do satélite Meteosat-9 do TC Bill (2009) mostram o desenvolvimento de tops overshooting (fluxo ascendente flutuante) quando a tempestade se intensifica; além de vórtices da parede ocular e a formação de um olho assimétrico. A aceleração ascendente leva ao alongamento do vórtice e convergência de baixo nível (da conservação de momento angular) da vorticidade de fundo.

18 Agosto 2009 / 12:00 UTC. Imagens IR Meteosat-9 sobreposta ao GFS com as linhas de fluxo em 850 hPa, para o CT Bill (2009) no estágio #3.

18 Agosto 2009 / 12:00 UTC. Imagem Realçada Meteosat-9 IR 10.8 μm.

18 Agosto 2009 / 12:00 UTC. Imagem RGB Meteosat-9 (composição: WV 6.2μm menos WV 7.3μm, IR 3.9μm menos IR 10.8μm, NIR 1.6μm menos VIS 0.6μm), mostrando as bandas de nuvens convectivas do CT Bill (2009) no estágio #3.

Um conjunto organizado de células convectivas ficam concentradas próxima ao olho do CT Bill. Esta região é conhecida como a parede do olho, e é no flanco interno deste anel de tempestade que encontramos os ventos mais fortes, como mostrado no diagrama esquemático abaixo.

Esquema dos efeitos do padrão de cisalhamento do vento no CT.

Nas imagens do satélite Meteosat-9 acima, observa-se a presença das células convectivas em forma de torre, conhecidas como torres quentes (overshootings tops), na parede do olho de Bill, o anel de nuvens que circundam o olho do CT. Vários "overshooting tops" com resfriamento abaixo de -72°C podem ser encontrados nas imagens. As torres quentes podem facilmente atingir a base da estratosfera. Esses canais quentes em forma de torre empurram para cima o ar úmido dentro dos CTs, formando uma espécie de motor e é um dos mais importantes processos verificados no mecanismo OT. A transferência de calor latente do oceano para a atmosfera é mais eficiente quanto maior a TSM e com fraco cisalhamento vertical do vento horizontal.

O padrão do olho representa o contraste de temperatura entre a parte mais quente do olho e a convecção circundante mais fria. Quanto maior for este contraste de temperatura, mais forte será o CT. O padrão de bandas curvas baseia-se na ideia de que quanto mais as ondas de chuva envolvem a área de baixa pressão, maior é a vorticidade do sistema. Este padrão de banda curva é muitas vezes mais fácil de seguir em imagens IR realçadas do que em imagens VIS. A região de chuva também é maior e está localizada do lado oposto à superfície dos ventos mais fortes em relação ao centro de baixa pressão. A combinação entre o fraco cisalhamento vertical do vento e a forte convecção resulta em uma banda curva, com o ar quente que sobe para as camadas superiores da atmosfera.

O cisalhamento vertical do vento no ambiente de CT é muito importante. O cisalhamento do vento é frequentemente definido como a diferença vetorial entre ventos em duas altitudes (850 e 200 hPa). Como mostrado no esquema abaixo, quando o cisalhamento do vento é fraco, as tempestades que são partes do ciclone crescem verticalmente, e o calor latente da condensação é liberado para o ar diretamente acima da tempestade, apoiando o seu desenvolvimento. Quando há um cisalhamento de vento mais forte, isto significa que as tempestades se tornam mais inclinadas e a libertação de calor latente é dispersa numa área muito maior. Assim, os vórtices que se formam entre o ar calmo do olho do furacão e a intensa circulação na parede ao seu redor, carregam muito calor e umidade desde olho em direção à parede e agem como uma turbina no mecanismo dos CTs.

Esquema de superposição e convecção divergente nos níveis superiores mostrando descida assimétrica de mesoescala (aquecimento adiabático) no olho, o que diminui a pressão, aumentando o gradiente de pressão e os ventos horizontais.

Caminhos típicos para o desenvolvimento de CT

Existem três caminhos potencialmente identificados para a ciclogênese na bacia tropical do Atlântico Norte:

• Zona de Convergência Intertropical (ZCIT) para dar condições sinóticas de vorticidade.
• Ondas atmosféricas equatoriais movendo-se para o leste, conhecidas como ondas de leste equatorial. As ondas do leste equatorial são semelhantes às ondas nas latitudes médias, porém estas encontram-se de baixo até médios níveis (abaixo de 700 hPa). A convergência associada a estas ondas cria tempestades que podem, em última análise, alcançar a força de CT.
• Ao longo de zonas frontais que derivam do golfo do México ou no litoral da Florida. A esteira transportadora associada a essas frentes pode ser suficiente para iniciar tempestades e se as condições atmosféricas e oceânicas forem suficientes, os ciclones subtropicais podem se formar e se transformar em ciclones tropicais.

Alguns ciclones tropicais, tais como Bill (2009), começam a partir de ondas de leste africanas. As ondas de leste africanas são geradas devido à combinação da instabilidade barotrópica e baroclínica do jato africano. Têm um período de 3-5 dias, um comprimento de onda de 2000 - 2500 km e atingem a longitude máxima na baixa troposfera. Elas podem-se propagar com direção oeste cruzando o Atlântico Norte tropical e subtropical e podem atingir o mar caribenho e a região ocidental do Atlântico Norte.

Diagrama esquemático da estrutura vertical das ondas de leste sobre a África Subsaariana.

Esquema mostrando a relação entre o padrão de nebulosidade em forma de "V invertido" e o escoamento na baixa troposfera.

Parâmetros Chave de Previsão Numérica do Tempo

Pressão e Velocidade do Vento em 850, 500 and 200 hPa de CTs:

• Pressão: áreas de pressão relativamente baixa e média na troposfera, com as maiores perturbações de pressão ocorrendo em baixas altitudes perto da superfície. A região perto do centro dos ciclones tropicais é mais quente do que a área circundante em todas as altitudes, razão pela qual os CTs são caracterizados como sistemas de "núcleo quente".
• Velocidade do vento: ar que gira rapidamente em torno de um centro de circulação ao mesmo tempo que flui radialmente para dentro. O ar flui radialmente para dentro em baixos níveis e começa a girar ciclonicamente a fim de conservar o momento angular.
• Rotação ciclônica: o ar girando rapidamente flui radialmente para fora perto da tropopausa, sua rotação ciclônica diminui e, finalmente, muda de sinal quando o raio é grande o suficiente, resultando em um anticiclone de altos níveis. O resultado é uma estrutura vertical caracterizada por um ciclone forte em baixos níveis e um anticiclone forte perto da tropopausa. A partir do conceito de balanço de vento térmico, podemos ver que isso corresponde a um sistema que é mais quente no seu centro do que no ambiente ao seu redor em todas as altitudes (isto é, "núcleo quente").
• Fluxo de direção: uma tendência do CT para derivar para outras áreas de baixa pressão. O movimento do CT é influenciado por um fluxo ciclônico quase simétrico sobreposto ao gradiente norte-sul da força de Coriolis (β = df / dy). Este movimento pode ser representado linearmente como a advecção da tempestade pelo fluxo ambiental local. Este fluxo ambiental é conhecido como "fluxo de direção".
• Temperatura Potencial equivalente: o núcleo quente resulta em menor pressão no centro em todas as altitudes, com a queda de pressão máxima localizada na superfície. A temperutura superficial e a umidade (a temperatura pontencial equivalente do ar da superfície) determinam as temperaturas atingidas no alto na convecção, e consequentemente a temperatura potencial na parte superior da parede do olho.
• Temperatura: o aquecimento produz uma anomalia de temperatura local (como uma corrente ascendente flutuante) que perturba as pressões de superfície locais. Este efeito sobre as pressões de superfície locais induz uma circulação secundária local. A circulação interna tem um raio mais confinado do que o exterior.
• Gradiente de vorticidade negativa: as ondas se movem contra o vento médio.
• Gradiente de vorticidade positiva: as ondas se movem com o vento médio.

Esquema mostrando o aquecimento de um CT.

Quando visualizados a partir da imagem de vapor de água (WV) do satélite Meteosat-9 do CT Bill (2009) e suplementados com a análise GFS de linhas de correntes de 850, 500 e 250hPa e ventos, os padrões de linhas de 850hPa e 500hPa associados a CT Bill exibem uma circulação fechada. Observa-se como o padrão de racionalização de 250hPa indica a confluência da linha de alta troposférico acima de CT Bill e uma área de convergência. Os ventos estão se deslocando para o centro deste CT, forçando o ar para cima do centro. Ventos fortes de superfície em uma camada limite de CT geram uma ressurgência abaixo da tempestade. Deste modo, maximiza o transporte de umidade do oceano e subsequente produção de calor latente.

18 Agosto 2009 / 12 UTC. Composição de uma imagem WV Meteosat-9 com linhas de fluxo em 850 hPa da análise GFS para o CT Bill (2009). 18 Agosto 2009 / 1200 UTC. Composição da imagem WV Meteosat-9 com ventos em 850 hPa winds GFS (velocidade e direção) do CT Bill (2009).

18 Agosto 2009 / 12 UTC. Composição da imagem WV Meteosat-9 WV com linhas de fluxo em 500 hPa GFS do CT Bill (2009). 18 Agosto 2009 / 1200 UTC.Composição da imagem WV Meteosat-9 WV com ventos em 500 hPa GFS (velocidade e direção) do CT Bill (2009).

18 Agosto 2009 / 12 UTC. Composição WV Meteosat-9 com linhas de fluxo em 250 hPa GFS do CT Bill (2009). 18 Agosto 2009 / 1200 UTC. Composição da imagem WV Meteosat-9 com vento em 250 hPa GFS (velocidade e direção) do CT Bill (2009).

Aparência Típica em Seções Verticais

Temperatura Potencial Equivalente e Umidade Relativa:

O campo de temperatura potencial equivalente mostra a temperatura máxima na parte superior do olho. O ar perto do centro da circulação (no olho) é muito mais quente do que no ambiente em geral. Além disso, o crescimento mais acelerado dos sistemas na presença de umidade ocorre porque o aquecimento da média troposfera amplifica o movimento vertical associado ao CT, acelerando a conversão da energia potencial disponível em energia cinética.

Velocidade Vertical (ômega):

A velocidade vertical mostra ventos variáveis enquanto se movem em torno da parede do olho.

Advecção de Vorticidade:

A advecção da vorticidade mostra o fluxo ciclônico na maior parte da troposfera. As linhas tracejadas são ciclônicas (ou no sentido anti-horário). As linhas contínuas são anticiclônicas (ou no sentido horário).

Cobertura fracionada de nuvens:

A cobertura fracionada de nuvens frias mostra o núcleo quente da liberação de calor latente.

As seções transversais verticais mostradas abaixo foram tomadas ao longo de 160N, entre 500W e 600W, para TC Bill (2009) em 18 de Agosto, 2009 às 12:00 UTC:

18 de Agosto de 2009 / 12 UTC. Seção transversal de longitude-pressão a 16°N de temperatura potencial e umidade relativa para CT Bill (2009). Dados de reanálise ECMWF (2-D). 18 de Agosto de 2009 / 12 UTC. Seção transversal de longitude-pressão a 16°N de temperatura potencial e velocidade vertical para CT Bill (2009). Dados de reanálise ECMWF (2-D).

18 Agosto 2009 / 12 UTC. Seção transversal de pressão-longitude a 16°N de potencial equivalente de temperatura (K) e advecção de vorticidade (s^-1) para CT Bill. Dados de reanálise ECMWF (2-D). 18 Agosto 2009 / 12UTC. Seção transversal de longitude-pressão a 16°N de potencial equivalente de temperatura (K) e cobertura fracionária de nuvem fria (0,50-1,0) para CT Bill. Dados de reanálise ECMWF (2-D).

Eventos Meteorológicos

Como os CTs são tão poderosos, não é surpreendente que eles causem tal destruição para o homem e a natureza. Embora eles sempre representam um perigo potencial, a maioria dos danos graves ocorre quando um CT está sobre o continente. Os principais tipos de danos estão descritos na tabela abaixo:

Evento Meteorológico	Danos
Ventos Intensos	Ventos intensos são os meios mais comuns de destruição associados aos CTs. árvores grandes são arrancadas desde a raiz. Telhados de casas e edifícios são completamente danificados. Os anúncios e letreiros são arrancados ou destruídos, além de serem levados pelo vento a longas distâncias, provocando mais estragos pelo caminho. A escala Saffir-Simpson: CAT 5 dos CTs são referidos como CTs Catastróficos com velocidade de vento máxima superior a 252km/h.
Descargas elétricas	Quando a descarga elétrica ocorre nos CTs, ele é encontrado principalmente no exterior da faixa de chuva convectiva.
Maré de tempestade	A maré de tempestade ocorre quando há um aumento no nível do mar devido à baixa pressão do CT, ventos intensos que empilham a água do mar na costa e ondas altas de ressaca geradas pelo CT quando este se aproxima do continente. A altura de uma maré de tempestade varia de acordo com a intensidade de um CT, normalmente variando de 1m a mais de 5m. Cidades costeiras próximas a grandes baías ou áreas de águas rasas são especialmente suscetíveis a danos causados por maré de tempestade, com inundação costeira. Estes danos podem ser intensificados se a tempestade coincide com uma alta maré astronômica.
Inundação	Além da maré de tempestade, a inundação ocorre devido à chuva excessiva muitas vezes reforçadas por efeitos topográficos, com quantidades de precipitação atingindo um pico de 250-500mm em 24 h.
Tornados	Tornados também são encontrados perto ou dentro de uma parede de olho de um CT.
Correntes de maré	Correntes fortes de maré são formadas quando ventos intensos de uma tempestade ou CT empurram as ondas contra a costa. A água dessas ondas se afunila e busca um ponto de saída do qual pode fluir novamente da costa, formando assim uma corrente de retorno forte e estreita. As correntes podem ser causadas por um CT que ainda está a centenas de quilômetros e os avisos dessas correntes são muitas vezes a primeira indicação de que um CT está se aproximando A maré meteorológica e ondas de ressaca podem contribuir para um aumento do nível do mar em até 9m.

Referências

• Barbosa, H. A., and Ertürk, A. G., (2009) Using multispectral SEVIRI radiances at the top of deep convective storm as a powerful tool for short prediction in Brazil, paper presented at 5th European Conference on Severe Storms, European Severe Storms Laboratory, Landshut, Germany.
• Barbosa, H., Ertük, A.G., and Silva, L. R. M. Using the meteosat-9 images to the detection of deep Convective systems in Brazil. Journal of Hyperspectral Remote Sensing. 12, 069-082. 2012.
• Barbosa, H.A. Sistema EUMETCast: Uma abordagem aplicada dos Meteosat Segunda Geração. 1ed.Maceió: EDUFAL, 2, 186p.2013.
• Barbosa, H., Silva, L. R. M., Santos, A.M., Neto, C. P. S. A step beyond visualization: how to ingest Meteosat Second Generation satellite data and products into McDAS-V, ILWIS and Terra MA2.Journal of Hyperspectral Remote Sensing. 4, 01-15. 2014.
• Bengtsson, Lennart. 2001. "Hurricane Threats" Science 293 (5529): 440-441. doi:10.1126/science.1062047.
• Cess, R. D. and Udelhofen, P.M. (2003) Climate change during 1985-1999: Cloud interactions determined from satellite measuremnts, Geophysocal Research Letters.,30, 1019.
• Chatfield, R. B., and P. J. Crutzen, (1984) Sulfur dioxide in remote oceanic air: Cloud transport of reactive precursors, J. Geophys. Res., 89, 7111-7132.
• EUMETSAT's new satellite programs, (2014) Services continuity, improvements and innovations. EUM/CS/VWG/14/744207 AMS Annual Meeting Atlanta 2014, 10th Annual Symposium on New Generation of Operational Environmental Satellite Systems.
• Emanuel, Kerry., (2005) Increasing Destructiveness of Tropical Cyclones over the Past 30 years. Nature 436, 7051, 686-688. doi:10.1038/nature03906.
• Gamble, Douglas W., Parnell, Darren B. and Curtis, Scott. 2008. "Spatial variability of the Caribbean mid-summer drought and relation to north Atlantic high circulation" Int. J. Climatol. ,28, 343-350. doi: 10.1002/joc.1600.
• Goldenberg, Stanley B., Landsea, Christopher W.,Mestas-Nuñez, Alberto M. and Gray, William M. (2001) The Recent Increase in Atlantic Hurricane Activity: Causes and Implications. Science 293,5529, 474-479. doi:10.1126/science.1060040.
• IPCC, 2007:Climate Change 2007: The Physical Science Basis. Contribution of Working Group I to the Fourth Assessment Report of the Intergovernmental Panel on Climate Change [Solomon, S., D. Qin, M. Manning, Z. Chen, M. Marquis, K.B. Averyt, M. Tignor and H.L. Miller (eds.)]. Cambridge University Press, Cambridge, United Kingdom and New York, NY, USA, 996 pp.
• Jorgensen, D.P., 1984: Mesoscale and convective-scale characteristics of mature hurricanes. Part I: General Observations by research aircraft. J. Atmos. Sci., 41, 1268-1285.
• Jorgensen, D.P., 1984: Mesoscale and convective-scale characteristics of mature hurricanes. Part II: Inner-core structure of Hurricane Allen (1980). J. Atmos. Sci., 41, 1287-1311.
• Morrison, I., S. Businger, F. Marks, P. Dodge, and J. A. Businger, 2005: An observational case forprevalence of roll vortices in the hurricane boundary layer., J.Atmos. Sci., 62, 2662-2673
• Santer, S. B., et al., (2006) Forced and unforced ocean temperature changes in Atlantic and Pacific tropical cyclogenesis regions. Proc. Natl. Acad. Sci., 103, 13 905-13 910.
• Sohn, B. J., E. A. Smith, F. R. Robertson, and S. C. Park, 2004: Derived over-ocean water vapor transports from satellite-retrieved E-P datasets. J. Climate, 17, 1352-1365.
• WMO. 2011. Climate Knowledge for Action: A Global Framework for Climate Services - Empowering the Most Vulnerable. World Meteorological Organization, WMO-No. 1065.