DAVIDSON MELO (2023)
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UNIVERSIDADE FEDERAL DE ALAGOAS - UFAL
INSTITUTO DE CIÊNCIAS ATMOSFÉRICAS - ICAT
PÓS-GRADUAÇÃO - MESTRADO EM METEOROLOGIA
DAVIDSON LIMA DE MELO
CONEXÃO DOS SISTEMAS FRONTAIS MERIDIONAIS COM A ZCIT SOBRE O NORDESTE
BRASILEIRO
MACEIÓ, AL
Novembro / 2023
DAVIDSON LIMA DE MELO
CONEXÃO DOS SISTEMAS FRONTAIS MERIDIONAIS COM A ZCIT SOBRE O NORDESTE
BRASILEIRO
Dissertação submetida ao colegiado de
Pós-Graduação em Meteorologia do Instituto
de Ciências Atmosféricas (ICAT) da
Universidade Federal de Alagoas (UFAL),
como parte dos requisitos para obtenção do
título de Mestre em Meteorologia.
Orientadora: Profª. Dra. Natalia Fedorova.
Co-Orientador: Prof. Dr. Vladimir Levit.
MACEIÓ, AL
Novembro / 2023
DEDICATÓRIA
Durante este trabalho eu aprendi lições valiosas.
Dedico exclusivamente, com imenso apreço, aos
meus amigos neuro-divergentes que me ajudaram a
manter a sanidade durante o processo de pesquisa.
AGRADECIMENTOS
Agradeço a todos que contribuíram de maneira significativa para esta jornada de
aprendizado e descobertas.
À minha família, pela proteção e apoio que me foram base para seguir meus sonhos.
Aos meus amigos, pela força e compreensão nos momentos de dúvida e cansaço.
Aos meus orientadores, pelo conhecimento e sabedoria que moldaram meu trabalho.
Aos princípios da justiça, que permitem buscar a verdade e o progresso.
Ao amor, que inspira a existência, o valor à vida e às conexões.
À divindade, por guiar os meus passos e iluminar o meu caminho.
Estas palavras representam os pilares que sustentaram minha jornada e me permitiram
alcançar este marco. Expresso minha gratidão mais profunda.
Awen /|\
RESUMO
A regeneração das zonas frontais meridionais, levou a um aumento do influxo desses
sistemas climáticos na região Nordeste brasileira (NEB) em 2022. A interação desses sistemas
com a Zona de Convergência Intertropical (ZCIT) entre 1000 a 850 hPa resultou em precipitação
significativa, causando impactos econômicos e sociais negativos. Este estudo visa melhorar a
qualidade da previsão de fenômenos meteorológicos adversos, cuja formação está intimamente
ligada às condições atmosféricas e aos sistemas sinóticos específicos da região. Foram utilizadas
imagens de satélite do GOES-16 e METEOSAT-11 (canal infravermelho), fornecidas pela GIBBS NOAA, juntamente com dados de reanálise ERA 5 (0,25° x 0,25°) do ECMWF. Campos
meteorológicos e seções transversais verticais foram visualizados usando OpenGrADS. Um total
de 27 eventos (desde sua formação à dissipação) foram analisados. O processo mais comum
responsável por essas intrusões no NEB foi a extremidade frontal. Foi desenvolvido um modelo
conceitual que estabelece conexões entre esses casos e suas características sinóticas e
termodinâmicas. Foram identificados três tipos principais de conexões: Tipo 1 (11 casos), Tipo 2
(9 casos) e Tipo 3 (7 casos). O Tipo 1 envolve ciclogênese e regeneração meridional da periferia
frontal em direção ao Equador; houve interação entre um Vórtice Ciclônico de Altos Níveis
(VCAN) e a Alta da Bolívia (AB). O Tipo 2 está associado a uma fratura no cavado frontal e na
faixa de nebulosidade, resultando na formação de aglomeração de nuvens ligadas à ZCIT;
geralmente, a vorticidade anticiclônica inter-hemisférica foi observada em altos níveis. O Tipo 3
foi caracterizado por movimento meridional da banda frontal em direção ao cavado da ZCIT; Ao
longo deste processo, um ou mais VCANs desempenharam um papel significativo. As correntes
meridionais inter-hemisféricas foram geradas por VCANs. Forte precipitação ocorreu em Maio Agosto, esteve associada ao Tipo 2 de ligação e atingiu 322 mm/8 dias. Notadamente, as
interações mais intensas entre o Hemisfério Norte (HN) e o Hemisfério Sul (HS) ocorreram
predominantemente por Altas e Cristas. A quantidade de núcleos meridionais negativos
necessários para estabelecer conexões entre os sistemas frontais e a ZCIT foi em torno de 5. No
HS, essa quantidade de células é menor do que no HN, onde foram necessárias 6-7 células.
Palavras-chave: Sistemas Frontais, ZCIT, VCAN, Teleconexão.
ABSTRACT
The regeneration of meridional frontal zones, has led to an increased influx of these
weather systems into the Brazilian Northeast region (BNE) in 2022. The interaction of these
systems with the Intertropical Convergence Zone (ITCZ) between 1000 to 850 hPa resulted in
significant precipitation, causing negative economic and social impacts. This study aims to
improve the quality of forecasting adverse meteorological phenomena, the formation of which is
closely linked to atmospheric conditions and specific synoptic systems in the region. Satellite
images from GOES-16 and METEOSAT-11 (infrared channel), provided by GIBBS - NOAA, along
with ERA 5 reanalysis data (0.25° x 0.25°) from ECMWF were utilized. Meteorological fields and
vertical cross-sections were visualized using OpenGrADS. A total of 27 events (from formation to
dissipation) were analyzed. The most common process responsible for these intrusions into the
BNE was the frontal periphery. A conceptual model, that establishes connections between these
cases and their synoptic and thermodynamic characteristics, was developed. Three main types of
connections were identified: Type 1 (11 cases), Type 2 (9 cases) and Type 3 (7 cases). Type 1
involves cyclogenesis and meridional regeneration of the frontal periphery towards the Equator;
there was interaction between an Upper Tropospheric Cyclonic Vortex (UTCV) and the Bolivian
High (BH). Type 2 is associated with a fracture in the frontal trough and cloudiness band,
resulting in the formation of cloud agglomeration linked with the ITCZ; generally,
interhemispheric anticyclonic vorticity was observed at high levels. Type 3 was characterized by
meridional movement of the frontal band toward the ITCZ trough; throughout this process, one
or more UTCVs played a significant role. Interhemispheric meridional currents were generated
by UTCVs. Heavy precipitation occurred in May - August, was associated with Type 2 of
connection and reached 322 mm/8 days. Notably, the most intense interactions between the
Northern Hemisphere (NH) and the Southern Hemisphere (SH) predominantly occurred by
Highs and Ridges. The quantity of meridional negative nuclei required to establish connections
between the frontal systems and the ITCZ was around 5. In SH, this cell quantity is less than in
NH, where 6-7 cells were required.
Keywords: Frontal Systems, ITCZ, UTCV, Teleconnection.
LISTA DE ABREVIAÇÕES E SIGLAS
A
Alta Pressão
aAg
Diferencial (variação) da Altura Geopotencial
AB
Alta da Bolívia
AdvT
Advecção de Temperatura
Advθe
Advecção de Temperatura Potencial Equivalente
Ag
Altura Geopotencial
AL
Alagoas
API
Application Programming Interface
ASAS
Alta Subtropical do Atlântico Sul
AS
América do Sul
B
Baixa Pressão
Cemaden
Centro Nacional de Monitoramento e Alertas de Desastres Naturais
CF
Cavado Frontal
CJ
Corrente de Jato
CJNEB
Corrente de Jato do Nordeste Brasileiro
CJP
Corrente de Jato Polar
CJS
Corrente de Jato Subtropical
cm
Centímetros
CPTEC
Centro de Previsão de Tempo e Estudos Climáticos
ECMWF
European Center of Medium Range Weather Forecast
E
East (Leste)
EF
Extremidade Frontal
Eq.
Equador, Linha do
EUMETSAT
European Organisation for the Exploitation of Meteorological Satellites
ERA 5
ECMWF ReAnalyses v.5
Fig.
Figura
FF
Frente Fria
FZ
Frontal Zone (Zona Frontal)
g
Grama
g
gravidade
GIBBS
Global ISCCP B1 Browse System
GrADS
Grid Analysis and Display System
h
Hora
HN
Hemisfério Norte
hPa
Hectopascal
HS
Hemisfério Sul
INMET
Instituto Nacional de Meteorologia
INPE
Instituto Nacional de Pesquisa Espaciais
K
Kelvin
Kcal
Quilocalorias
kg
Quilograma
km
Quilômetro
L
Leste
LC
Linhas de Corrente
m
Metro
mm
Milímetros
m/s
Metro por segundo
N
Norte (North)
NEB
Nordeste Brasileiro
NOAA
National Oceanic and Atmospheric Administration
O
Oeste
PJS
Polar Jet Stream (Corrente de Jato Polar)
PNM
Pressão ao Nível do Mar
PNMM
Pressão ao Nível Médio do Mar
QNM
Quantidade de Núcleos Meridionais
RADAR
RAdio Detection And Ranging
REDEMET
Rede de Meteorologia do Comando da Aeronáutica
ROL
Radiação de Onda Longa
S
Sul (South)
SJS
Subtropical Jet Stream (Corrente de Jato Subtropical)
TSM
Temperatura da Superfície do Mar
θe
Temperatura Potencial Equivalente
UFAL
Universidade Federal de Alagoas
UTC
Universal Time Coordinated
VA
Ventos Alísios
VCAN
Vórtice Ciclônico de Altos Níveis
W
West (Oeste)
ZCAS
Zona de Convergência do Atlântico Sul
ZCIT
Zona de Convergência Intertropical
ZF
Zona Frontal
SUMÁRIO
1 - INTRODUÇÃO
12
2 - OBJETIVOS
14
2.1 Objetivo Geral
14
2.2 Objetivos Específicos
14
3 - REVISÃO BIBLIOGRÁFICA
3.1 Zona de Convergência Intertropical - ZCIT
15
15
3.1.1 Formação e identificação da ZCIT
15
3.1.2 Posicionamento sazonal
17
3.1.3 Estrutura vertical e horizontal
18
3.1.4 Banda dupla da ZCIT
19
3.1.5 Precipitação e fenômenos meteorológicos associados
20
3.2 Vórtice Ciclônico de Altos Níveis - VCAN
21
3.3 Alta da Bolívia - AB
22
3.4 Influência das Correntes de Altos Níveis
23
3.4.1 Fluxos de altos níveis
23
3.4.2 Dinâmica das Ondas de Rossby
25
3.4.3 Núcleo de ondas planetárias
27
3.5 Zonas Frontais - ZF
28
3.5.1 Identificação das ZF
29
3.5.2 Estrutura vertical
30
3.5.3 Frontogênese e ciclogênese
32
3.5.4 Periferia frontal
33
3.5.5 Frente secundária
35
3.5.6 Escoamento zonal e meridional
36
4 - METODOLOGIA
38
4.1 Período e Região de Estudo
38
4.2 Fontes de Dados Utilizadas
38
4.2.1 Imagens de satélite
39
4.2.2 Dados de reanálise
39
4.2.3 Dados de precipitação
40
4.3 Métodos de Identificação dos Sistemas
40
4.3.1 Identificação da ZCIT
41
4.3.2 Identificação das zonas frontais
41
4.3.3 Identificação das ondas de Rossby no Hemisfério Sul
41
5 - RESULTADOS
43
5.1 Análise Geral
43
5.2 Classificação - Tipos de Conexão
45
5.2.1 Tipo 1, caso do dia 15/06/2022, 18h UTC
48
5.2.2 Tipo 2, caso do dia 13/08/2022, 18h UTC
52
5.2.3 Tipo 3, caso do dia 29/01/2022, 12h UTC
57
6 - CONCLUSÕES
61
7 - REFERÊNCIAS
63
12
1- INTRODUÇÃO
Foi observado um aumento significativo na quantidade de incursões de massas de ar frio
provenientes de sistemas frontais que atingiram a região Nordeste brasileira (NEB) durante o
ano de 2022 (CPTEC/INPE). Estes fenômenos meteorológicos adversos trouxeram consigo
condições climáticas desfavoráveis, resultando em consequências econômicas e sociais. Em
situações como essa, o desenvolvimento de modelos de previsão mais eficazes requer uma
compreensão profunda dos padrões atmosféricos e sistemas sinóticos locais.
Estudos anteriores têm obtido os primeiros resultados sobre as relações dos sistemas
sinóticos de escala planetária com chuvas intensas no NEB (Cavalcante et al., 2018; Santos et al.,
2021a, 2021b). Existem evidências de que as circulações inter-hemisféricas também
desempenham um papel significativo na contribuição para os fenômenos perigosos.
Outras investigações mostraram que precipitação intensa está intimamente ligada às
incursões de zona frontal (Pontes da Silva et al., 2011; Lyra, 2018; Lyra et al., 2019; Sinhori et al.,
2015; Fedorova, 2023b). Além disso, constatou-se que as frentes frias migram para o Norte do
NEB devido à confluência dos ventos na periferia das frentes e às circulações anticiclônicas em
200 hPa (Muanza, 2018; Muanza et al., 2022).
Cruz (Tese, 2008) indica que a interação entre a Zona de Convergência do Atlântico Sul
(ZCAS) e o Vórtice Ciclônico de Altos Níveis (VCAN) aumentam as atividades convectivas
associadas aos sistemas frontais sobre o estado de Alagoas. E que, por outro lado, a ação de uma
Alta sobre a América do Sul restringe o desenvolvimento de Extremidade Frontal (EF) na costa
do Brasil.
Ainda não haviam sido analisados em detalhes os processos que acontecem no final desta
invasão, a união da zona frontal com a ZCIT. Por isso, com uma metodologia combinada, o
objetivo deste estudo é investigar os sistemas frontais que desenvolvem processos meridionais,
se conectando com a Zona de Convergência Intertropical (ZCIT), pois esta ligação potencializa os
eventos adversos graves. É necessário determinar as configurações dos processos atmosféricos
para cada tipo de ligação entre as frentes e a ZCIT em 2022, ano que ocorreram muitos eventos
extremos.
Resumindo os processos principais para a frente fria alcançar o NEB, pode ser notado:
1) Ciclone baroclínico com mais de uma frente sobre a região continental;
2) Advecção intensa de ar frio entre 1000 - 850 hPa, identificada como frente secundária;
4) Frontogênese;
5) Ciclogênese entre 20 - 30° de latitude;
6) União das Correntes de Jato Polares (CJP) e Subtropicais (CJS) em 300 - 200 hPa;
7) Deslocamento do anticiclone baroclínico atrás da zona frontal em direção ao NEB;
8) Alta da Bolívia ou uma Alta em altos níveis (300 - 200 hPa) move-se para Leste.
13
Durante a elaboração deste trabalho acadêmico, novas contribuições científicas foram
publicadas. Todos os processos que favorecem as zonas frontais a atingirem o NEB foram
resumidos em Fedorova & Levit 2023a. Os detalhes que convém a esta pesquisa estão descritos
na Revisão Bibliográfica (Seção 3, p. 15-36).
14
2 - OBJETIVOS
Apresentados, a seguir, objetivos gerais e específicos referentes às idealizações do
projeto de pesquisa.
2.1
Objetivo Geral:
Analisar a origem e evolução dos processos meridionais no Atlântico Sul e a sua
interação com a Zona de Convergência Intertropical (ZCIT). Aprimorando a previsão de
fenômenos adversos e eventos extremos no Nordeste Brasileiro (NEB).
2.2
Objetivos Específicos:
1. Identificar os sistemas frontais que se regeneram meridionalmente até a região de
estudo.
2. Definir os fatores coadjuvantes que proporcionam condições favoráveis à propagação
ondulatória em direção ao equador.
3. Determinar a quantidade de núcleos de ondas longas de Rossby necessárias para a
conexão entre zonas frontais e a ZCIT no Hemisfério Sul.
4. Construir um modelo conceitual das ocorrências de interação dos sistemas frontais com a
ZCIT na região Nordeste do Brasil, relacionando-os com suas características sinóticas
semelhantes.
15
3 - REVISÃO BIBLIOGRÁFICA
Abaixo, é elaborada uma revisão bibliográfica com base em dissertações, teses, artigos e
livros acadêmicos que sustentam as argumentações deste trabalho.
3.1
Zona de Convergência Intertropical - ZCIT
A Zona de Convergência Intertropical (ZCIT) é um importante sistema meteorológico
tropical. A ZCIT é caracterizada por uma banda de baixa pressão e convergência dos ventos
alísios de ambos os hemisférios, resultando em uma zona de ascensão atmosférica e precipitação
intensa (Hastenrath and Lamb, 1977). Ou seja, essa convergência de massas de ar é fundamental
para a regulação do clima e para a formação de fenômenos meteorológicos, pois ela é a faixa
ascendente da célula de Hadley.
3.1.1 Formação e identificação da ZCIT
Estudos de Estoque (1975) e Estoque & Douglas (1978) confirmaram a ausência de
qualquer máximo significativo de temperatura nos níveis de pressão da ZCIT, indicando que o
aquecimento por condensação é um mecanismo secundário no seu desenvolvimento e
manutenção.
Apresenta um núcleo quente em níveis elevados devido a liberação de calor latente.
Devido a isso, é gerada energia potencial da perturbação, que por sua vez é convertida em
energia cinética da perturbação. Então, a sua formação é atribuída aos mecanismos de
instabilidade baroclínica no Atlântico Central. (Estoque e Douglas, 1978).
A intensa instabilidade na faixa equatorial resulta na formação de nuvens convectivas ao
longo dessa região. Portanto, um dos métodos amplamente utilizados para determinar a posição
da ZCIT baseia-se na identificação da faixa de nuvens convectivas em imagens de satélite (Xavier
et al., 2000; Uvo, 1989). Essas imagens fornecem uma representação visual da intensa
nebulosidade convectiva associada à ZCIT, permitindo uma identificação mais precisa de sua
localização.
***
A Zona de Convergência Intertropical (ZCIT) é comumente associada ao esquema da
circulação global, que desempenha um papel fundamental em sua formação. A convecção térmica
dentro da depressão equatorial tem sido amplamente reconhecida como uma força motriz
primária da circulação global (Pedelaborde, 1958), inicialmente baseada em análises de mapas
climatológicos. No entanto, estudos recentes e observações adicionais trouxeram novas
perspectivas sobre esse fenômeno complexo.
16
O artigo de revisão de Aimola et al. (2016) desenvolve uma compreensão mais atualizada
acerca do posicionamento da ZCIT. A influência da circulação meridional no Atlântico determina
a assimetria da ZCIT junto ao aquecimento global e causam consequentes mudanças no regime
de chuvas nos trópicos.
A ZCIT é fortemente influenciada pelo gradiente de temperatura entre os trópicos e a
presença de temperaturas elevadas e umidade que impulsionam a convecção. Esses padrões de
convecção têm implicações diretas nas ondulações resultantes da rotação da Terra. Quando se
desenvolvem em formato meridional, desempenham uma influência importante nos padrões
climáticos e da circulação global devido a sua intensidade. Essa interconexão afeta os fenômenos
atmosféricos locais e globais.
Processos de escala sinótica nas regiões polares, como as ondas de Rossby (em detalhes
na Seção 3.4.2), desempenham um papel importante na circulação global do planeta,
especialmente nas regiões tropicais. O deslocamento dessas ondas de Rossby está associado à
formação da ZCIT (Fig. 1) (Pedelaborde, 1958).
Portanto, a fonte primária de circulação de energia no planeta é encontrada nas regiões
polares (Rossby, 1949). O deslocamento dessas ondas pode ser observado por meio de imagens
de satélite (Fedorova, 1999, 2016; Yamashita, 2012).
Sua propagação é criada por diversos fatores dinâmicos, como a rotação da Terra e o
gradiente equador-pólo da temperatura. Entretanto, a intrusão de massas de ar frio do Sul ou
pela advecção de ar frio em conjunto com a temperatura fria da superfície do mar (TSM)
influenciam uma propagação intensa (Philander and Pacanowski, 1981; Hastenrath and Lamb,
1977; Fedorova, 2008, 2009).
Figura 1: Sistemas de circulação no HS. FZ - Zona Frontal; PJS - Corrente de Jato Polar; SJS Corrente de Jato Subtropical. Fonte: Palmen, Newton, 1969 (adaptado para HS).
Um exemplo significativo é ilustrado pelo mapa de radiação anual (Fig. 2). A partir dele,
estudos apresentaram resultados que indicam uma aparente contradição com a teoria térmica
que determina a ZCIT por sua faixa de energia associada a radiação recebida (Collier et al., 1974;
Fedorova, 2016, 2023c; Da Silva Costa et al., 2013).
17
Os valores mais altos não são observados apenas ao longo do equador, mas também em
uma faixa ampla ao redor do globo. Essas observações sugerem que a convecção térmica não se
restringe apenas a uma área específica, conforme previsto pela teoria. A existência de altos
valores ao redor do globo desafia a concepção inicial.
Figura 2: Balanço de radiação na superfície por ano (Kcal cm-2/ano). Fonte: Collier, 1974.
Em estudos recentes, como o de Lau & Tao (2020), foram analisadas as mudanças
estruturais de longo prazo na ZCIT através dos processos de precipitação-radiação-circulação no
período climatológico de 1980–2014. Este período testemunhou uma tendência global de
aquecimento e umedecimento caracterizado por um estreitamento do núcleo da ZCIT com
aumento da precipitação, juntamente com um aumento da Radiação de Ondas Longas (ROL) e
deslocamento das CJ em direção aos pólos em ambos os hemisférios.
3.1.2 Posicionamento sazonal
É importante conhecer os mecanismos que controlam a posição da ZCIT e sua
intensidade de chuvas (Schneider et al., 2014) ao longo da faixa equatorial. Ela apresenta um
deslocamento anual médio variando de Norte a Sul em diferentes oceanos pelo mundo. Essa
variação está relacionada aos ciclos que governam os mecanismos de variação interanual do
clima e das circulações globais (Hastenrath, 1984; Hastenrath, 1991; Asnani, 1993).
A interação entre o oceano e a atmosfera influencia as anomalias de Temperatura da
Superfície do Mar (TSM), seguindo um padrão climático (Hastenrath, 1991; Asnani, 1993). Como
resultado, o extremo mais ao Norte da ZCIT na região do Atlântico ocorre em torno de agosto
(verão do Hemisfério Norte), enquanto durante em torno de janeiro (verão do Hemisfério Sul)
em seu extremo mais ao Sul (Citeau et al., 1988; Xavier et al., 2000; Hastenrath and Lamb, 1977a)
(Fig. 3).
18
Em termos gerais, a influência das anomalias positivas da Temperatura da Superfície do
Mar (TSM) e negativa da Pressão ao Nível do Mar (PNM) na dinâmica da Zona de Convergência
Intertropical (ZCIT) tem sido amplamente documentada na literatura científica (Hastenrath,
1991; Asnani, 1993). Estes fatores determinam tanto a localização como a intensidade da ZCIT
(Schneider et al., 2014).
A interação oceano-atmosfera é muito importante para entender o posicionamento da
ZCIT ao Norte ou ao Sul do Equador. Diversas variáveis físicas são utilizadas para localizar as
flutuações no posicionamento médio da ZCIT. As figuras 3a e 3b mostram o posicionamento
médio da ZCIT para os meses de janeiro (verão no HS) e julho (inverno no HS) (Muanza, 2018;
Moura e Shukla, 1981).
a)
b)
Figura 3: ZCIT pela TSM na estação chuvosa (a) e seca (b) no NEB. Fonte: Nobre e Molion, 1986.
Estas condições anômalas causam instabilidade, promovendo a formação de nuvens
convectivas densas. Consequentemente, a identificação da ZCIT muitas vezes é feita através de
imagens de satélite (Xavier et al., 2000; Uvo, 1989).
3.1.3 Estrutura vertical e horizontal
Os padrões de nebulosidade, vapor d'água e precipitação no Atlântico Equatorial
mostram uma circulação vertical ascendentes localizada 100 km ao Sul da linha de confluência
do vento ao nível da superfície (Hastenrath, 1984).
Em contraste com o modelo conceitual global, a distribuição de temperatura ao longo do
perfil vertical da ZCIT no Atlântico Equatorial revela a presença de um núcleo quente (Estoque e
Douglas, 1978). Além disso, na seção vertical da ZCIT, observa-se em baixos níveis a presença de
ventos mais calmos.
Em torno de 700 hPa há perturbação significativa na direção dos ventos (Fig. 4b)
(Godbole e Ghosh, 1975), alta concentração de umidade e movimentos ascendentes. É
importante notar que essa região não está diretamente localizada sobre a linha de confluência
dos ventos na superfície no modelo conceitual.
19
a) Diagrama esquemático de um modelo ZCIT idealizado.
b) Estrutura vertical da ZCIT.
Figura 4: (a) Modelo conceitual da ZCIT. (b) Seção transversal da ZCIT. Temperatura - linhas
contínuas; razão máxima (g/kg) - linhas tracejadas; vento (nós) - farpas. Fonte: Estoque, 1975.
3.1.4 Banda dupla da ZCIT
As bandas duplas da ZCIT no Atlântico ocorrem com maior frequência em março e abril e
estão localizadas a 2° N e 2° S de latitude (Fig. 5), respectivamente, com uma distância de 4°
entre elas (Teodoro et al., 2019). Sua duração está diretamente relacionada à quantidade de
precipitação registrada na região afetada (Uvo, 1989).
a)
b)
Figura 5: ZCIT dupla. a) Imagens de satélite do canal infravermelho; e b) umidade relativa com
linhas de corrente em 925 hPa. No dia 01/04/2011 às 12h UTC. Fonte: Teodoro et al., 2019.
Em geral, as bandas duplas são encontradas em áreas oceânicas com anomalias positivas
de TSM, o que evidencia a interação oceano-atmosfera (Hastenrath, 1991; Asnani, 1993; Leitzke,
2001). Essas bandas se formam devido à divergência do vento causada pela invasão de água fria
em uma região quente da ZCIT, resultando em sua divisão em duas bandas distintas.
A existência dessas bandas pode ser observada por meio de imagens de satélite e pela
20
análise dos campos de Radiação de Onda Longa (ROL). A estrutura vertical do vento meridional
na ZCIT é caracterizada pela presença de dois picos de intensidade (vertical) entre as altitudes de
850 e 300 hPa (Chen et al., 2014). Nesse contexto, ocorre a formação de convecção rasa dentro da
convecção profunda, que tende a ser suprimida devido à entrada de ar seco e frio em médios
níveis.
3.1.5 Precipitação e fenômenos meteorológicos associados
A convergência dos Ventos Alísios (VA), associada a ZCIT, é caracterizada pela sua
confluência em altitudes mais baixas e difluência em altitudes mais elevadas. Essa
confluência/convergência resulta na ascensão do ar e, portanto, exerce controle sobre a
formação de precipitação (Schneider et al., 2014).
Djuric (1994) se refere à ZCIT como Frente Intertropical (Fig. 6). Essa zona está
localizada entre os VA de ambos os hemisférios, normalmente situada dentro de 10° de latitude,
mas também pode atravessar o equador.
Figura 6: Estrutura da atmosfera em uma seção meridional vertical. E e W - direções
predominantes do vento. Fonte: Djuric, 1994.
A ZCIT é conhecida por apresentar a precipitação mais intensa na Terra, conforme
observado por Schneider et al. (2014). Essa intensificação ocorre norte do NEB durante os meses
de março e abril, como relatado por Hastenrath & Heller (1977). Neste período, fatores de
circulação geral promovem a convergência de correntes tanto na região do NEB quanto ao longo
da faixa da ZCIT, que se desloca para o Sul.
Essa movimentação está relacionada ao aumento do aquecimento do Oceano Atlântico
Equatorial Sul (Moura & Shukla, 1981), resultando em diminuição da subsidência atmosférica e
maior convecção acima do NEB. Essas condições contribuem para o aumento da temperatura das
águas equatoriais e favorecem maior umidade e instabilidade em níveis baixos (Fig. 7) (Carvalho
& Oyama, 2013).
21
a)
b)
Figura 7: Eventos de precipitação (mm/dia) da ZCIT com largura pequena em março (a) e grande
em abril (b) durante 10 anos (1999-2008). Fonte: Carvalho & Oyama, 2013.
3.2
Vórtice Ciclônico de Altos Níveis - VCAN
A convecção profunda (em níveis superiores) pode ser iniciada pelo cavado de uma
frente fria ou pela presença de baixa pressão em altos níveis (Holton, 2004), entre 300 e 200 hPa,
os Vórtices Ciclônicos de Altos Níveis (VCANs). Este sistema possui uma circulação ciclônica
fechada e um centro mais frio que sua periferia (Gan, 1982; Repinaldo et al., 2020).
A estrutura do VCAN apresenta um movimento descendente do ar frio e seco no centro,
enquanto o ar quente sobe na periferia, gerando uma circulação térmica direta (Frank, 1966;
Kousky e Gan, 1981; Gan, 1982) (Fig. 8).
Figura 8: Estrutura vertical de um VCAN (adaptado). Fonte: Kousky e Gan, 1981.
O processo clássico de formação do VCAN é definido pela corrente acima da crista
amplificada pela Alta da Bolívia (AB), devido à forte advecção de ar quente em baixos níveis,
22
causada pela entrada de um sistema frontal subtropical (Fig. 9). Isso influencia as chuvas do NEB,
devido à proximidade do vórtice (Kousky e Gan, 1981; Gan, 1986).
Figura 9: Processo de formação do VCAN clássico. Fonte: Fedorova, 2018.
Mesmo enfraquecidas, as frentes ainda podem produzir chuvas significativas na região,
especialmente quando encontram áreas de instabilidade atmosférica (Veber, 2011; Veber et al.,
2020). Estudos sugerem que a presença de VCANs na região pode intensificar as chuvas
associadas às frentes, ao promover a ascensão de ar úmido e instável (Gan, 1982).
Quando as frentes frias ou suas extremidades chegam no NEB, inicialmente pela Bahia
(Gan e Kousky, 1986), e há um encontro com os VCANs, forma-se tempo bom na região Sul e
central do Nordeste e provocam chuvas no setor do litoral Norte.
3.3
Alta da Bolívia - AB
A AB manifesta-se como um anticiclone na alta troposfera, particularmente durante o
verão na América do Sul (AS). Sua localização (Fig. 10a) e intensidade são altamente variáveis
devido ao aumento da convecção em baixos níveis (Fig. 10b) na região Amazônica (André, 1988).
23
a)
b)
Figura 10: (a) Variação anual da localização da AB e (b) estrutura vertical. Fonte: Molion, 2008.
A interligação entre a Alta da Bolívia e os sistemas sinóticos, especialmente as
Extremidades Frontais (EF), tem sido objeto de estudo na comunidade científica. Foram
realizados estudos que compreendem a circulação atmosférica e os padrões climáticos
resultantes desta interação no NEB (Ambrizzi e Rocha, 2007; Rao et al., 2008).
Os resultados acerca da distribuição das precipitações no espaço e no tempo enfatizaram
o notável efeito da AB na ocorrência de chuvas intensas. Essas análises reiteram a relevância das
EF nos eventos de chuvas extremas, evidenciando a relação sinótica entre a AB e as EF que
influenciam a região do NEB.
3.4
Influência das Correntes de Altos Níveis
As fortes correntes de vento em altos níveis (300 - 200 hPa), Correntes de Jato (CJ),
interagem com as ZF devido aos seus movimentos meridionais. Quando uma CJ se desloca em
direção ao Sul, ela pode encontrar uma ZF na região subtropical. Nessa situação, a CJ tende a se
curvar em torno da frente e criar um padrão ondulado. Essas ondulações podem dar origem às
chamadas "ondas baroclínicas", que são responsáveis pela formação e intensificação de sistemas
meteorológicos, como frentes e ciclones (Fedorova, 1999; Fedorova et al., 2016, 2018).
3.4.1
Fluxos de altos níveis
O modelo de circulação transversal na CJ de alta troposfera foi inicialmente desenvolvido
por Riehl et al. em 1952 (Fig. 11), indicando as regiões de convergência e divergência em altos
níveis (300 - 200 hPa). Posteriormente atualizado por Beebe e Bates em 1955 com mais
informações sobre os efeitos de curvatura. A revisão realizada por Reiter em 1969 enfatizou o
interesse nos sistemas meteorológicos que se formam nas proximidades da CJ.
24
Figura 11: Modelo conceitual de circulação (entrada e saída) da CJ para o HN. Linhas contínuas
representam as isotacas e as tracejadas são as linhas de corrente. Fonte: Beebe e Bates, 1955.
De acordo com Beebe e Bates (1955), uma corrente de jato com curvatura ciclônica exibe
divergência e convergência mais pronunciadas no lado ciclônico (Fig. 12a). Por outro lado, nos
jatos com curvatura anticiclônica, a situação é oposta (Fig. 12b).
a)
b)
Figura 12: Modelo conceitual da circulação transversal (entrada e saída) da CJ com
curvatura ciclônica (a) e anticiclônica (b) para o HN. Fonte: Adaptado de Beebe e Bates, 1955.
As frentes podem ocasionalmente atingir a região do NEB, desencadeadas por
perturbações nas CJ (Albuquerque, 2022), pois isso promove ar polar descendente em direção às
latitudes mais baixas. Quando essas frentes chegam ao NEB, podem causar mudanças abruptas
nas condições meteorológicas, levando a um aumento na precipitação, redução da temperatura e,
até mesmo, ventos intensos.
De acordo com estudo recente de Santos (2021a) e Santos et al. (2021b), a conexão entre
as CJ, em ambos os hemisférios, desempenham um papel fundamental na formação de eventos
climáticos extremos no NEB. A autora definiu que o fator mais importante é o processo
meridional.
Os sistemas frontais, que tendem a avançar para latitudes mais baixas, estão geralmente
associados a Cavado em 200 hPa e baixos níveis com inclinação horizontal para Noroeste
(Oliveira, 1986). Isto contribui para uma forte advecção do ar frio em direção ao interior do
continente e subsidência atrás da frente, formando uma região de céu claro (Albuquerque,
2022).
25
Ou seja, a propagação do escoamento de corrente em níveis elevados (200 hPa) é
ondulatória, através de cristas e depressões, permitindo assim a troca de ar ao longo dos
hemisférios. O ar frio dos pólos se move em direção ao equador (cavado), enquanto o ar quente
do equador se move em direção aos pólos (crista).
A amplitude da onda determina as condições climáticas. Quando é muito grande, o
escoamento é meridional, o que cria intensas cristas, depressões e gradientes de ar quente e frio.
Ou seja, tal amplitude gera uma conexão entre os sistemas frontais e a ZCIT (Vaz, 2014).
As ondas planetárias geram e mantêm escoamento de altos níveis na atmosfera, como
resultado de sua interação com as ZF meridionais. Isto ocorre devido ao contraste de
temperatura entre o ar polar e o ar tropical que é mais intenso na direção norte-sul com o
desenvolvimento das ondas longas de Rossby.
Portanto, quando as zonas frontais possuem extensão meridional, estão associadas a
intensas ondas de Rossby, que por sua vez estão intimamente ligadas a escoamentos de alto
nível. Essas ondas influenciam a amplitude e a posição das CJs, bem como a formação de sistemas
climáticos causadores de tempestades
Os fatores que favorecem a propagação das ondas meridionais em direção ao equador já
foram definidos (Cruz, 2008; Muanza, 2018). Tais estudos utilizaram dados de diversas fontes e
diferentes metodologias, com curtos e longos períodos de tempo (Cruz, 2004 - 2006; Muanza,
2008 - 2017).
Ambos concluíram que os sistemas sinóticos de apoio são os principais combustíveis
para que os sistemas frontais cheguem ao NEB. Os modelos conceituais dos estudos citam
principalmente processos frontogenéticos (regeneração das ZF), aumento da nebulosidade
convectiva na periferia frontal e/ou influência de um VCAN através de suas correntes
ascendentes na periferia (200 hPa). Todos os processos que contribuíram para que a ZF chegasse
ao NEB foram resumidos em Fedorova & Levit 2023a.
3.4.2
Dinâmica das ondas de Rossby
Ondas de Rossby são ondas planetárias sub-inerciais de escala sinótica, funcionam como
mecanismos de transporte de energia. Sua força restauradora surge por causa da conservação da
vorticidade potencial (Rossby, 1939).
Um dos indicadores de sua presença é a anomalia na densidade do oceano gerado pelo
armazenamento de calor, caracterizado pela variação geopotencial baroclínica (Polito, 2000;
Yamashita, 2012).
A propagação das longas ondas de Rossby ocorre predominantemente de forma zonal
(Polito e Cornillon, 1997), o que impacta os campos de TSM (Oliveira, 2010). De maneira mais
específica, tal influência gera elevações associadas à superfície e dos deslocamentos verticais da
termoclina através das interações oceano-atmosfera. Esses fenômenos resultam na presença de
um intenso gradiente meridional de temperatura, ocasionando anomalias de TSM por advecção
horizontal.
A equação de dispersão das ondas de Rossby descreve como a frequência (f) e o número
26
de onda (k) estão relacionados à velocidade de fase (c). A equação (1) de dispersão de Rossby é
dada por (Godske, 1957):
𝑓=𝑐*𝑘
(1)
Onde f é a frequência de Coriolis, uma constante devido à rotação da Terra; c é a
velocidade de fase das ondas de Rossby; e k é o número de onda, que está relacionado ao
comprimento de onda das ondas de Rossby.
A velocidade de fase (c) é a velocidade com a qual o pico da onda se move no espaço,
enquanto a velocidade de grupo (c_g) é a velocidade com a qual a amplitude da onda se move. A
velocidade de fase das ondas de Rossby é geralmente menor do que a velocidade de grupo, o que
resulta em um deslocamento lento das ondas no espaço (Madden, 1979).
A teoria básica de propagação de ondas de Rossby e experimentos numéricos idealizados
são fundamentais para nossa compreensão das complexas interações na atmosfera. Essas ondas,
que podem ser classificadas em longas e curtas, desempenham papéis cruciais na dinâmica
climática, afetando desde padrões climáticos globais até sistemas climáticos locais (Ambrizzi,
1993).
As ondas longas de Rossby, caracterizadas por comprimentos de onda maiores que a
circunferência da Terra, são agentes de mudanças climáticas em grande escala. Elas se propagam
lentamente pelas latitudes, influenciando padrões climáticos planetários. A teoria básica de
propagação de ondas de Rossby e experimentos numéricos realizados servem como ferramentas
valiosas para entender esses fenômenos em condições em que o fluxo básico não é simétrico e a
forçante é constante. Observações e modelos indicam a existência de guias de onda fortes nas
regiões dos jatos asiáticos e atlânticos no inverno e, em menor grau, no HS (Ambrizzi, 1993).
Durante o inverno austral, observações e suporte teórico apontam para padrões de
teleconexão no HS, que, de forma semelhante ao HN, tendem a orientar-se na direção zonal e
coincidir com as principais CJ (Fig. 13). Essas conexões são importantes para compreender como
os fenômenos climáticos em uma parte do globo podem influenciar outras áreas distantes
(Ambrizzi, 1995). Embora haja evidências de propagação em direção ao equador a partir de
ambos os hemisférios, a propagação transequatorial é menos comum.
Figura 13: Esquema da propagação preferível deduzido do comportamento padrão das ondas de
Rossby. Fonte: Ambrizzi, 1995.
27
Além disso, durante as condições de La Niña, um fenômeno interessante ocorre no
Pacífico Norte, onde um trem de ondas se propaga para leste ao longo do jato asiático, cruza o
equador e interage com a ZCAS através de uma janela equatorial no Pacífico Leste (Braga, 2022).
Isso demonstra a complexidade das interações entre sistemas climáticos em diferentes partes do
mundo.
As ondas curtas de Rossby, por sua vez, têm comprimentos de onda menores e estão
associadas a perturbações atmosféricas de menor escala. Elas podem se propagar mais
rapidamente, afetando sistemas climáticos locais e regionais. As observações e modelos sugerem
que essas ondas podem ser aprisionadas dentro das correntes de jato subtropicais e polares,
atuando como guias de onda (Ambrizzi, 1995).
No geral, a pesquisa e observações em ondas de Rossby são fundamentais para a
compreensão da dinâmica climática global, fornecendo mais clareza sobre como os sistemas
climáticos interagem e influenciam uns aos outros, desde padrões climáticos planetários até
fenômenos locais. Ou seja, é essencial para previsões mais precisas em relação às mudanças
climáticas.
3.4.3
Núcleo de ondas planetárias
O geopotencial (Φ) é uma medida do potencial gravitacional da atmosfera e está
relacionado diretamente com a distribuição vertical e horizontal de massa na atmosfera
(Muanza, 2018). O campo de altura geopotencial (Ag) representa as variações de altitude em
relação a uma superfície de referência, geralmente em relação ao nível médio do mar (detalhes e
equações estão descritos na Metodologia, Seção 4, p. 38-41).
Ao examinar os campos de altura geopotencial, é possível identificar a intensidade das
ondas de Rossby através da presença de cristas (áreas de alta pressão) e cavados (áreas de baixa
pressão). A intensidade das ondas está relacionada à magnitude das variações de altura
geopotencial nessas cristas e cavados. Quanto maiores forem as variações, maior será a
intensidade das ondas (Albuquerque, 2022).
Além disso, a análise dos campos de altura geopotencial permite identificar o número de
ondas presentes em determinada região e se a sua orientação é zonal ou meridional (Leite,
2022). Esse parâmetro é identificado através da diferenciação da variação da altura geopotencial
da parcela no nível de 200 hPa dentro do período de um dia, ou seja, subtraindo o momento atual
do momento de 18 horas antecedentes. Assim, é possível relacionar a profundidade e inclinação
do núcleo com sua intensidade.
A partir destes mapas, os núcleos negativos são classificados como meridionais quando a
inclinação de seu eixo principal é superior a 30° de latitude e mais profundo do que -300 km.
(Fig. 14) (Leite, 2022).
28
Figura 14: Identificação dos núcleos em 200 hPa. Fonte: Leite, 2022.
3.5
Zonas Frontais - ZF
As zonas frontais são as regiões de transição entre massas de ar quente de origem
tropical e ar frio de origem polar. Portanto, ocorrem gradientes acentuados de temperatura e
umidade, levando ao desenvolvimento de instabilidade e formação de ciclones baroclínicos com
zonas frontais.
A variação sazonal no deslocamento das frentes, para latitudes mais baixas, expressa uma
diminuição da frequência no verão e um aumento no inverno (Andrade, 2005).
3.5.1 Identificação das ZF
A ZF é localizada entre áreas com advecção fria e quente, o que indica a existência de uma
transição acentuada nas propriedades termodinâmicas ao longo dessa região. A determinação
das frentes é realizada com base em diversos critérios semelhantes aos da ZCIT, que incluem
informações obtidas por meio de dados de satélite e diferentes campos meteorológicos, como
pressão atmosférica, além também das linhas de corrente, temperatura, espessura, laplaciano da
pressão, umidade e outros (Fedorova e Carvalho, 2000).
Na superfície, a intensidade e o posicionamento dos sistemas de alta e baixa pressão, no
contexto das ondas planetárias de Rossby, desempenham um papel importante no deslocamento
das Frentes Frias (FF). A presença de Alta mais intensa sobre o Pacífico e menos intensa sobre o
Atlântico favorece o avanço das frentes, enquanto pressões ligeiramente mais altas sobre o
centro-sul do Brasil, juntamente com subsidência atmosférica, impedem o avanço dos sistemas
frontais (Andrade, 2005).
29
Diferentes autores utilizam diversas abordagens para identificar as frentes, como o uso
de imagens de satélite (Parmenter, 1976), mudanças na direção do vento (Kousky, 1979),
variações diárias na temperatura do bulbo úmido e campos horizontais de temperatura potencial
equivalente (Cruz, 2008). Esses métodos contribuem para uma compreensão mais abrangente
dos sistemas frontais e suas características em contextos variados de pesquisa meteorológica.
O exemplo a seguir mostra a identificação da periferia frontal no NEB e no oceano
adjacente (Atlântico). Uma faixa de nebulosidade de um ciclone baroclínico é visível em imagens
infravermelhas de satélite (Fig. 15a). Os mapas de pressão e vorticidade relativa (Fig. 15b, c)
mostram o primeiro ciclone baroclínico (B1, centrado em 50 °S) e um novo ciclone com uma
isóbara fechada (B2, centrado em 25 °S).
a)
b)
c)
Figura 15: Imagem de satélite, canal infravermelho (a); mapa de PNS (b); vorticidade relativa em
1000 hPa (c). 29/04/2015 às 00h UTC. Fonte: Gomes Muanza, 2018; Gomes Muanza et al. 2021,
CPTEC/INPE, 2018.
Essas características não foram observadas juntas em latitudes tropicais. Normalmente,
apenas um desses mapas mostra a presença da zona frontal na região tropical , a confluência de
linhas de corrente nos níveis baixos e a vorticidade ciclônica são características mais comumente
associadas à zona frontal nesta região.
Os critérios para determinar a posição da zona frontal em ciclones baroclínicos
(Pettersen, 1956; Bluestein, 1993; Smith et al., 1995; Djuric, 1994; Fedorova, 1999, 2008b,c;
Fedorova & Carvalho, 2000; Simmonds et al., 2012; Fedorova et al., 2016) podem ser
aprimorados considerando os seguintes aspectos:
1) Mapas de pressão e vorticidade indicam a presença de um cavado associado ao ciclone
baroclínico em baixos níveis (1000 e 925 hPa)
2) Convergência nas linhas de corrente, desde baixos níveis até 850 hPa, indicando a
presença de um padrão de circulação da ZF.
3) Gradiente de temperatura elevado ao nível da superfície e na camada da ZF:
30
Para este último, utiliza-se a análise dos seguintes mapas para essa determinação: a)
mapas de temperatura em 1000 hPa, b) mapas de espessura em 1000/500 hPa e c) advecção
térmica em 925 e 850 hPa. Esses mapas permitem identificar a variação espacial da temperatura
da região de transição entre a massa de ar fria e a massa de ar quente.
Entretanto, o critério de identificação mais adequado, em regiões tropicais, é a variação
da temperatura potencial equivalente (θe) (Bolton, 1980; Gemiacki, 2005; Cruz, 2008; Fedorova
et al., 2016; Muanza Gomes, 2018; Muanza Gomes et al., 2021), já que sua distribuição horizontal
mostra uma onda de calor e sua advecção à frente do sistema e uma onda de ar frio atrás dele.
No exemplo a seguir, a depressão do ciclone B1 se funde com o ciclone B2. Além disso,
outro cavado na região equatorial se aproxima do ciclone B2 pelo Noroeste. A confluência do
escoamento de ar ao longo desses cavados pode ser observada nas linhas de corrente (Fig. 16a).
Os valores mais altos e negativos de Advθe estão associados à advecção de ar frio atrás da frente
fria e em sua periferia (Fedorova et al., 2016) (Fig. 16b).
d)
e)
Figura 16: Linhas de corrente em 1000 hPa (a); mapa de Advθe (K/s, b). 29/04/2015 às 00h
UTC. Fonte: Gomes Muanza, 2018; Gomes Muanza et al. 2021, CPTEC/INPE, 2018.
3.5.2 Estrutura vertical
Ocorre interação entre massas de ar de diferentes características em uma FF, em uma
Frente Quente (FQ) e em um centro de baixa pressão em superfície conhecido como ciclone ou
vórtice frontal. Esses sistemas frontais exibem alta assimetria em sua forma e forte gradiente de
temperatura para chegar ao NEB. São intensamente baroclínicos, ou seja, suas propriedades
mudam significativamente com a altura (Holton, 1979).
A Figura 17 ilustra a evolução de um sistema frontal no Hemisfério Sul. O centro de baixa
pressão (B) representa o núcleo do sistema, enquanto a frente fria é representada pela
prolongação do cavado definido pelas linhas isobáricas (linhas contínuas). As áreas hachuradas
indicam as regiões onde ocorrem precipitações.
31
Figura 17: Sistema frontal em evolução no HS. Fonte: Varejão-Silva, 2001.
A estrutura vertical da zona frontal na região tropical apresenta gradientes de diversas
variáveis mais intensas em médios níveis (Sinhori, 2015). Esta característica é observada na
temperatura (Fig. 18a), Temperatura Potencial Equivalente (θe, Fig. 18b) e vorticidade relativa.
Entretanto, a melhor característica para identificação frontal em uma seção vertical é o
intenso gradiente de θe em médios níveis (Fig. 18b), em torno da camada de 800 - 500 hPa. Tal
inclinação indica a propagação vertical de uma FF.
a)
b)
Figura 18: Estrutura da zona frontal em 15 de junho de 2022, 18h UTC. Campos de θe: a) no corte
horizontal ao nível 850 hPa; e b) no corte vertical ao longo da longitude 35° W.
Fonte: Autor, 2023; ECMWF - ERA 5.
Senhori (2015) conduziu um estudo sobre a estrutura vertical das frentes frias que se
deslocam do Sul para o NEB. Esse estudo baseou-se em dados coletados durante o experimento
Rio Grande Atmospheric Sounding Campaign (RiGASC) em 2009. As análises das propriedades
termodinâmicas das FF durante sua passagem empregou radiossondagens e imagens de satélite.
32
Durante a pesquisa, foi observado que o avanço da FF é acompanhado por um aumento
na espessura da camada mista (um incremento na altitude da camada de nuvens). Isto pode ser
explicado pela entrada de ar frio e seco na superfície. Adicionalmente, verificou-se a presença de
uma camada de inversão espessa próxima à superfície, indicativa de um aumento na estabilidade
atmosférica.
3.5.3 Frontogênese e ciclogênese
Os primeiros estudos sobre regiões frontogenéticas ao redor do mundo foram
conduzidos por Satyamurty e Mattos (1989). Suas conclusões apontaram que o prolongamento
frontogenético permite que os processos ciclogenéticos ocorram durante o avanço da FF em
direção ao NEB.
Um indicador ou característica da frontogênese é o aumento dos gradientes de
temperatura ao longo do tempo, conforme diversos estudos (Bluestein, 1993; Djuric, 1994;
Satyamurty e Mattos, 1989; Schultz et al., 1998; Shultz, 2005; Fedorova, 1999, 2016, 2023a).
O processo de frontogênese mais intenso ocorre quando há advecção simultânea de ar
quente e frio. Essa intensificação ocorre devido à advecção de ar frio na retaguarda da ZF e a
advecção de ar quente na região frontal (Fedorova & Bakst, 1999; Saldanha et al., 2010).
A Advecção de Temperatura (AdvT) expressa o ar frio e o ar quente perto do centro de
um ciclone (Fig. 19a). A θe e seu mapa de advecção (Advθe) definem com mais precisão essas
ondulações pelo alto gradiente da ZF (Fig. 19b). Uma onda quente também é visível na borda
frontal (Fig. 19c).
a) AdvT
b) θe
c) Advθe
Figura 19: Identificação de ar frio e quente e sua advecção no NEB. Fonte: Cruz, 2008
O processo de ciclogênese é descrito em muitos artigos (Gan & Rao, 1991, 1994; Sinclair
1995; Fedorova, 2016, 2023a; Reboita et al., 2010). Durante o deslocamento da FF para o NEB,
ocorrem frequentemente processos de ciclogênese no ciclone baroclínico (Fig. 20).
33
A imagem de satélite mostra uma faixa de nuvem frontal desde o centro do ciclone
(isóbara fechada) (Fig. 20a). Os mapas de espessura de 1000/500 hPa mostram a posição típica
de uma onda quente na frente e uma onda fria atrás de um novo ciclone (Fig. 20b).
a) Imagem de satélite (infravermelho) com
isóbaras em 1000 hPa.
b) Imagem de satélite no canal infravermelho
com espessura 1000/500 hPa.
Figura 20: Processo de ciclogênese na FF do ciclone baroclínico. Fonte: Sinhori, 2015.
Portanto, o processo de frontogênese ocorre quando a intensidade do gradiente de
temperatura aumenta com o tempo. O processo de frontogênese ocorre junto com o processo de
ciclogênese, eles são associadas ao desenvolvimento de ciclones, que são áreas de baixa pressão
atmosférica.
Resumindo os principais processos para uma FF alcançar o NEB, nota-se:
1. Ciclone baroclínico intenso.
2. Advecção de ar frio em baixos níveis (até 850 hPa), que pode ser uma FS.
3. Frontogênese em todo o processo
4. Ciclogênese em 20-30° de latitude.
5. Deslocamento do anticiclone baroclínico atrás da ZF para o NEB.
6. AB ou Alta em altos níveis (300 - 200 hPa) movida para Leste.
3.5.4 Periferia frontal
Quando a faixa de nuvens, associada à ZF, se descola do centro do ciclone baroclínico é
formada a periferia da FF (Fedorova et al., 2016). Isso é bastante frequente e a parte separada da
34
faixa de nuvens afeta as condições do tempo no NEB. Na fase final (V), valores positivos de Advθe
são apresentados nas proximidades do centro ciclônico (Fig. 21).
Figura 21: Evolução da ZF. Fonte: Cruz, 2008; Fedorova et al., 2016.
Diferentes tipos de nuvens foram observados na parte separada da banda. Nuvens em
baixos níveis (stratus e stratocumulus) e convecção intensa com formação de cumulonimbus são
predominantes (Fedorova et al, 2016).
A periferia frontal gera precipitação e fenômenos adversos mais intensos (Pontes da Silva
et al, 2011). Dentre estes, há a ligação da periferia frontal com a ZCIT (Muanza Gomes, 2018;
Lyra et al., 2019; e Muanza Gomes et al., 2021) e o desenvolvimento do sistema de mesoescala
(Fedorova et al., 2019).
A relação entre a periferia frontal e a ZCIT pode ser visualizada por meio de imagens de
satélite no canal infravermelho, como demonstrado na Figura 22a. Além disso, essa conexão
pode ser observada em mapas de vorticidade relativa (Fig. 22b) e Advθe (Fig. 22c). Em 10 de
abril de 2010, a precipitação ultrapassou 350 mm/24h devido a essa formação (Fig. 22d).
35
a) Imagens de satélite IR
c) Campo de Advθe 1000 hPa
b) Campo de Vorticidade 1000 hPa
d) Precipitação total mm/dia
Figura 22: Conexão da periferia frontal com ZCIT no dia 11/04/2010. Fonte: Muanza Gomes,
2018; Muanza Gomes et al., 2022.
Segundo os dados de precipitação de 2009 a 2017, os eventos extremos nesse período
foram formados devido à ligação da ZCIT com a ZF. O exemplo a seguir mostra um sistema de
baixa pressão que causou chuvas intensas no NEB (Lyra, 2019).
As trajetórias das parcelas de ar (Fig. 23), apresentadas para 3 níveis, indicam um
deslocamento zonal inicialmente, passando a ter um deslocamento meridional. Desta forma,
ficou comprovado que as parcelas de ar geradoras do sistema causador de chuva se propagaram
do oceano, ou seja, oriundo da ZCIT e intensificadas pela EF.
36
Figura 23: Trajetórias da parcela de ar com 48h de antecedência nos planos horizontais (parte
superior) e verticais (parte inferior) para os níveis de 1000 hPa (A), 500 hPa (B) e 200 hPa (C).
Fonte: Lyra, 2019.
3.5.5 Frente secundária
Segundo Fedorova (1999) e Fedorova et al. (2023a), uma Frentes Secundárias (FS) pode
se formar na retaguarda de uma FF quando ela se move rapidamente. Conforme relatado por
Saldanha et al. (2010), as FS são claramente observadas na imagem de satélite, nos campos de
temperatura, convergência de umidade em níveis baixos e advecção de vorticidade no nível de
500 hPa. Essas FS têm estruturas semelhantes às frentes principais.
Vórtices de ar frio e as FS às vezes evoluem para uma oclusão instantânea, onde nuvens
do tipo vírgula, interagem com uma banda da frente polar, de acordo com Zillman e Price (1972)
e Bonatti (1988).
A figura (24) a seguir mostra três sequências básicas para o desenvolvimento de vórtices
através de imagens de satélite. Os algarismos romanos I, II e III indicam respectivamente uma
região de forte convecção, uma banda de nuvens em decaimento e uma banda de nuvens
convectivas emergindo com uma banda de nuvens frontal.
37
Figura 24: Desenvolvimento de: a) uma nuvem dentro do ar frio; b) uma oclusão instantânea; c)
uma onda frontal. Fonte: adaptada de Browning (1986), citada por Bonatti (1988).
3.5.6
Escoamento zonal e meridional
Quando as ZF desenvolvem um forte componente meridional, organizam-se em extensas
faixas de nebulosidade convectiva com precipitação intensa (Oliveira, 1986). A dinâmica desta
forma meridional é explicada pela propagação de ondas atmosféricas em grande escala geradas
por gradientes de temperatura e pressão.
Na teoria das ondas de Rossby, quando essas ondas se propagam para latitudes mais
baixas, elas tendem a se expandir, aumentando sua área (Oliveira, 1986). Quando estas ondas
interagem com a ZCIT por meio do cavado, aumentam a atividade convectiva (Orlanski e Katzfey,
1991; Thomaziello et al., 2016).
No caso de fratura na FF, a faixa de nebulosidade mantém seus traços característicos e se
qualifica como periferia frontal (Fedorova et al., 2016). Os estudos de Gan e Kousky (1986) e Gan
(1982) confirmam a chegada de FF ou periferia frontal na Bahia.
Ao atingir a área continental do NEB, esse sistema dá origem a precipitações e
intensificação de fenômenos adversos (Pontes da Silva et al, 2011). Isso ocorreu durante a
conexão da periferia frontal com a ZCIT (Muanza, 2018; Lyra et al., 2019; e Muanza et al., 2021).
É mais intenso quando o sistema frontal está em formato meridional.
A conexão entre a periferia frontal e a ZCIT é visualizada por Muanza et al., (2021): a)
nebulosidade convectiva na periferia da faixa de nebulosidade em imagens de satélite no canal
infravermelho; b) união de vorticidade relativa negativa; c) confluência de advecção positiva e
negativa no campo θe; d) excesso de precipitação, além do volume previsto.
38
4 - METODOLOGIA
A metodologia utilizada na identificação dos processos de formação, deslocamento e
interação dos sistemas estudados foi definida com base em publicações de trabalhos anteriores
do laboratório de meteorologia física e sinótica do Instituto de Ciências Atmosféricas da UFAL.
Dados de diferentes fontes foram utilizados para a comprovação dos sistemas associados aos
eventos de conexão entre as zonas frontais e a ZCIT.
4.1
Período e Região de Estudo
Casos de sistemas frontais meridionais associados às ondas planetárias de Rossby foram
analisados ao longo de uma grande área do Oceano Atlântico, desde o sul (~60° S) até cerca de
20° N (Fig. 25a). As conexões desses sistemas com a ZCIT se deram na região (tropical) do
Nordeste brasileiro (NEB) ao longo do ano de 2022 (Fig. 25b). Este ano foi escolhido porque
houve um aumento significativo nos sistemas frontais que atingiram a região Nordeste brasileira
(CPTEC/INPE, https://www.cptec.inpe.br/).
a) Oceano Atlântico Sul
b) Região do Nordeste Brasileiro
Figura 25: Região de Estudo dos sistemas frontais (A) e fenômenos adversos (B).
Fonte: Mapmaker - National Geographic; a) imagem de satélite, b) mapa geopolítico do NEB.
4.2
Fontes de Dados Utilizados
Foram utilizadas imagens de satélite e dados de reanálise para identificar de forma nítida
os sistemas sinóticos associados aos eventos de propagação meridional, conexão e intensificação
entre os sistemas frontais e a ZCIT durante o período de estudo.
Os detalhes desses casos foram compilados em uma tabela (1. Seção de Resultados, p.
43-57), que inclui o dia da primeira e última observação, a duração do evento (desde a formação
39
do sistema frontal até a conexão com a ZCIT), o sistema frontal observado (em 1000 - 850 hPa) e
sistemas em altos níveis (300 - 200 hPa).
4.2.1
Imagens de satélite
As imagens de satélite utilizadas são do canal infravermelho (~11 µm), fornecidas pelo
Global ISCCP B1 Browse System (GIBBS) - NOAA (Knapp, 2011). disponíveis em
“https://www.ncdc.noaa.gov/gibbs/”. As imagens são compostas por produtos dos satélites
Goes-17, Goes-16, Meteosat-11, Meteosat-8 e Himawari-8.
Para alguns casos, houve falha na aquisição de imagens devido a insuficiência do banco
de dados do próprio GIBBS. Portanto, foram utilizadas também imagens de uma fonte similar, o
EumetView, um API da European Organisation for the Exploitation of Meteorological Satellites
(EUMETSAT), disponível em “https://view.eumetsat.int/productviewer”.
4.2.2
Dados de reanálise
Para a composição dos campos meteorológicos foram utilizados dados de reanálise
fornecidos pelo European Centre for Medium-Range Weather Forecasts (ECMWF), disponíveis no
armazenamento de dados climáticos do Copernicus em “cds.climate.copernicus.eu/#!/home”.
Os dados do ERA 5 (ECMWF ReAnalysis v.5) são disponibilizados para cada horário do
dia, desde 1940 até o presente, nos níveis de 1000 hPa até 1 hPa (distribuídos em 37 níveis de
pressão) com alta resolução espacial de 0.25° x 0.25°, permitindo simular precisamente a
dinâmica da atmosfera.
Foi utilizado a ferramenta gráfica OpenGrADS (Grid Analysis and Display System) para a
composição dos campos sinóticos e termodinâmicos nos quatro horários sinóticos padrões (00,
06, 12 e 18h UTC). A seguir estão descritos em detalhes os níveis e métodos de cálculos das
variáveis atmosféricas utilizadas para a realização das análises.
Linhas de Corrente e Vorticidade: As variáveis meteorológicas utilizadas para traçar os
campos sinóticos de Linhas de Corrente e Vorticidade foram as componentes meridional e zonal
do vento (respectivamente, u e v, em m/s) nos níveis 1000 e 850 hPa;
Na dinâmica atmosférica, os vetores u e v são frequentemente usados para representar
os componentes do vento na direção leste-oeste (u) e na direção norte-sul (v). A magnitude do
vetor (u, v) é uma medida da velocidade do vento ou da sua intensidade total. A equação de
magnitude é dada pela seguinte fórmula (equação 2) (Holton, 2004; Satyamurty, 2005):
|(𝑢, 𝑣)| =
2
2
𝑢 +𝑣
(2)
A equação de vorticidade é uma importante ferramenta na dinâmica atmosférica para
entender a rotação e a circulação do vento em diferentes escalas. A vorticidade é uma medida da
rotação de um fluido em torno de um eixo vertical. A equação de vorticidade em um plano
40
horizontal (geralmente representado em coordenadas geofísicas) é definida como (equação 3)
(Holton, 2004; Satyamurty, 2005):
ζ = ∇ × (𝑢, 𝑣)
(3)
Temperatura Potencial Equivalente: Para o campo horizontal (no nível 850 hPa) e
secção vertical (para as longitudes 30, 35 e 40° W) da Temperatura Potencial Equivalente (θe)
foram utilizadas a temperatura do ar (em K) e a umidade relativa (em %). Estes parâmetros são
calculados pela seguinte equação 4 (Bolton, 1980) citada por Fedorova et al. (2016):
3.267
−3
−3
[ 𝑇 −0.00254𝑟(1+0.81⋅10 𝑟)]
1000 0.2854(1−0.28⋅10 𝑟)
θ𝑒 = 𝑇𝑘( 𝑝 )
𝑒𝑥𝑝 𝑙𝑐𝑙
(4)
onde Tk é a temperatura absoluta (K), Td é a temperatura do ponto de orvalho (K), p é a
pressão atmosférica (hPa), r é a razão de mistura no nível inicial (g/kg), Tlcl é a temperatura
absoluta no nível de condensação por levantamento (K), calculada pela equação 5:
𝑇𝑙𝑐𝑙 =
4.2.3
1
𝑙𝑛(𝑇𝑘−𝑇𝑑)
1
+ 800
𝑇𝑑−56
+ 56
(5)
Dados de precipitação
A atuação, tanto dos sistemas frontais, quanto da ZCIT, está associada à chuvas e
tempestades. Para verificar se ocorreu precipitação (fenômenos adversos) associada aos
sistemas analisados, utilizou-se dados pluviométricos (mm/h ou mm/dia) da estação automática
do Centro Nacional de Monitoramento e Alertas de Desastres Naturais (Cemaden), localizada no
bairro
Cidade
Universitária,
Maceió
AL.
Disponível
em
“http://www2.cemaden.gov.br/mapainterativo/#”.
Nos períodos que houverem falhas no banco de dados do Cemaden, referente ao registro
de valores pluviométricos, utilizou-se como alternativa dados da estação automática do Instituto
Nacional de Meteorologia (INMET) localizada Tabuleiro do Martins, Maceió - AL. Disponível em
“https://tempo.inmet.gov.br/TabelaEstacoes/A001”.
Os casos que registraram precipitação foram comprovados com as imagens de
refletividade maxcappi do RADAR de banda S situado no campus universitário da UFAL (Maceió AL). Disponível em “https://www.radar.ufal.br/”.
4.3
Métodos de Identificação dos Sistemas
Será abordada a metodologia utilizada para identificar os sistemas descritos na
introdução. Utilizou-se uma combinação de imagens de satélite para análises observacionais
junto aos produtos dos modelos de reanálise para definir quais sistemas atuam para gerar
condições favoráveis à propagação de sistemas frontais do Hemisfério Sul a chegarem na região
do NEB e, consequentemente, intensificando a ZCIT.
41
Com o intuito de compreender, visualizar e identificar os padrões de propagação,
circulação e conexão entre os sistemas frontais e a ZCIT, foi desenvolvido um modelo conceitual
para analisar as interações dessa teleconexão entre os elementos atmosféricos. Essa abordagem
metodológica permitiu uma concepção mais abrangente das análises dos eventos observados
durante o período de estudo.
4.3.1
Identificação da ZCIT
Foi utilizado imagens de satélite no canal infravermelho para identificar o cinturão de
nebulosidade convectiva da ZCIT. Linhas de corrente em 1000 hPa auxiliam na visualização da
convergência dos alísios, permitindo acompanhar seu deslocamento. Isto é, a variação de sua
posição no tempo.
4.3.2
Identificação das zonas frontais
Para definir os sistemas frontais que possuem processos meridionais, foi utilizado
métodos operacionais através da combinação de imagens de satélite juntamente com os
produtos dos modelos de reanálise. Assim, acompanhando os processos de formação,
deslocamento e interação com a ZCIT (Fedorova et al., 2023a, b).
As zonas frontais nas latitudes tropicais foram identificadas por: a) um cavado, curvatura
ciclônica, nos mapas de linhas de corrente em 1000 - 850 hPa; b) uma linha (faixa) de
vorticidade negativa (ciclônica) em 1000 hPa (geralmente assemelhando-se a nebulosidade das
imagens de satélite); c) um forte gradiente de temperatura à frente da zona frontal e uma onda
de frio atrás na distribuição horizontal (em 850 hPa) e corte vertical da temperatura potencial
equivalente (θe), indicando a incursão frontal; d) pela nebulosidade ao longo do cavado frontal.
Todas ou pelo menos três dessas condições são atendidas para propagação (Fedorova et al,
2016).
A estrutura vertical de ambos, ZCIT e Frentes, pode ser identificada e analisada
utilizando os perfis de θe. Uma frente fria que passa para a região de estudo, o NEB, não
apresenta uma variação significativa de temperatura (Fedorova et. al, 2016; Gomes, 2018). Ou
seja, ela mantém suas características e torna evidente a incursão de massas frias em latitudes
equatoriais.
A onda de calor à frente da onda de massa de ar frio (em 1000 - 850 hPa) nos mapas de θe
(K) evidencia o sistema frontal que se desloca em direção à faixa equatorial. Quando as zonas
frontais se associam às parcelas da ZCIT, gerando um forte gradiente, ocorre a ligação.
4.3.3
Identificação das ondas de Rossby para o Hemisfério Sul
Foi utilizado o método descrito por Leite, Matheus (2022) para análise das correntes em
altos níveis e identificação do número de ondas no Hemisfério Sul.
42
O primeiro passo da avaliação do número de ondas foi feito através dos campos de altura
geopotencial (Ag), onde é determinado o grau de predominância dos processos zonais e
meridionais (Fedorova, 2018).
A altura geopotencial (Ag) é uma medida da altitude de uma parcela de ar em relação ao
seu geopotencial (gmp), que é uma unidade de medida proporcional à aceleração da gravidade
(g). Basicamente, Ag indica a altura de uma parcela de ar, mas em termos da força da gravidade,
em vez de metros.
Quando uma parcela de ar é elevada 1 metro acima do nível do mar, o trabalho necessário
para fazê-lo é numericamente igual à aceleração da gravidade (g). Portanto, o trabalho para
elevar 1 metro de altura (z + dz) é dado pela equação (6a). A partir disso, compreende-se que
altura geopotencial pode ser calculada dividindo o geopotencial pela aceleração gravitacional da
Terra (g = 9,80665 m/s2) (equação 6b):
𝑑ϕ = 𝑔 * 𝑑𝑧
(6a)
𝑑𝑧 = 𝑑ϕ/𝑔
(6b)
Partindo do nível zero sendo elevado a altura z, o geopotencial (gmp) é dado pela
equação (7):
𝑧
ϕ(𝑧) = ∫ 𝑔 * 𝑑𝑧
(7)
0
Onde o geopotencial Φ (z) na superfície, por convenção, é tomado como zero ao nível
médio do mar, apenas dependendo da altitude daquele ponto e não da maneira pela qual uma
massa alcançou aquele ponto.
O segundo passo consiste em calcular um diferenciação da altura geopotencial (aAg) em
200 hPa. Este método utiliza a diferença dos valores da Ag do horário sinótico atual com os
valores de 18h de antecedência (o antepenúltimo horário sinótico referente ao atual). Isso
permite avaliar a variação dos núcleos das ondas baseado em seu deslocamento (equação 8):
𝑎𝐴𝑔 = 𝐴𝑔(𝑡4) − 𝐴𝑔(𝑡1)
(8)
A contabilização de núcleos utiliza os seguintes critérios: a) tamanho: deve ser maior do
que 10° de latitude; e b) inclinação (do seu eixo): deve ser superior a 30°, para considerar o
núcleo negativo como meridional. Consequentemente, zonais quando inferior a 30°.
43
5 - RESULTADOS
A análise da incursão de ar frio em direção ao equador foi realizada, culminando na
elaboração de modelos conceituais que descrevem a interação entre os sistemas frontais e os
sistemas de altos níveis (em 300 - 200 hPa). Esses modelos conceituais proporcionam uma
compreensão aprofundada da fusão dos sistemas frontais com a ZCIT (Zona de Convergência
Intertropical).
Durante o ano de 2022 foram encontrados 27 casos em que as Ondas de Rossby
(processos meridionais) no HS conectaram com a Zona de Convergência Intertropical (ZCIT)
sobre o Nordeste Brasileiro (NEB) (Tabela 1).
5.1
Análise Geral
De posse das imagens de satélite no canal infravermelho e a confecção dos campos
sinóticos e termodinâmicos necessários, foram feitas análises para identificar os eventos de
conexão dos sistemas sinóticos e da ZCIT. A seguir, há um exemplo de como se deu o avanço das
zonas frontais e sua influencia na região de estudo.
Conexão no dia 15/06/2022, às 12h UTC:
Neste caso, observa-se pelas imagens de satélite que a onda de Rossby traçada sobre o
sistema frontal principal atuante no momento em que acoplou no cavado da ZCIT quando se
posicionou sobre o NEB (Fig. 26, lado esquerdo). Resultou em chuva sobre a cidade de Maceió.
A Frente Fria (FF) (Fig. 26a) forma uma Extremidade Frontal (EF) que se posiciona sobre
o Nordeste Brasileiro (NEB), enquanto a ZCIT se desloca para a mesma região (Fig. 26b). Ambos
os sistemas se conectam 24h depois (Fig. 26c).
O corte vertical da Temperatura Potencial Equivalente (θe) define uma zona frontal pelas
linhas paralelamente verticais, formando uma espécie de parede. Neste caso, o encontro da EF
com o cavado da ZCIT é visto pelo alto gradiente entre 900 e 700 hPa dentro do círculo (sobre a
faixa das latitudes 10°S - Eq.) na Fig. 26 (lado direito).
44
a) 14/06/2022, 12h UTC.
b) 15/06/2022, 12h UTC.
c) 16/06/2022, 12h UTC.
Figura 26: Imagens de satélite (lado esquerdo) e cortes verticais da temperatura potencial
equivalente (lado direito). Linha dupla mostra a onda de Rossby. Fonte: GIBBS - NOAA, ERA 5 ECMWF.
45
É possível acompanhar pelas imagens de satélite que após o ciclone baroclínico se
distanciar e sua frente principal se dissipar, a extremidade frontal se torna protagonista. No
momento do encontro há uma convecção intensa sobre o local de estudo. Isto foi responsável por
fortes precipitações no local, máximo de 98,2 mm/dia (dados de precipitação diária da estação
meteorológica automática INMET).
As imagens de refletividade maxcappi do RADAR de banda S situado no campus
universitário da UFAL (Maceió - AL) confirmam a precipitação moderada no dia do evento (Fig.
27a). Também é possível notar o deslocamento da célula de formação de chuva para Nordeste,
seguindo as correntes de baixos níveis da periferia frontal (Fig. 27b).
a)
b)
Figura 27: Imagens de refletividade do RADAR, Maceió - AL. Fonte: REDEMET, Autor 2023.
5.2
Classificação - Tipos de Conexão
As análises levaram à identificação de três padrões diferentes em escala sinótica,
incluindo os sistemas frontais, que se propagaram meridionalmente em direção ao Equador e
que se conectaram com a ZCIT sobre o Nordeste brasileiro. Seus processos foram
definidos/denominadas como “regeneração” (tipo 1), “conservação” (tipo 2) e “intensificação”
(tipo 3) da zona frontal e/ou do cavado da ZCIT sobre o NEB.
A divisão desses tipos foi baseada nos seguintes fatores: a) processo meridional da zona
frontal em baixos níveis (1000 - 850 hPa); b) os sistemas atuantes em altos níveis (300 - 200
hPa); c) avaliação do hemisfério mais influente, de acordo com o sistema sinótico de altos níveis
sobre o evento; e d) o número de núcleos meridionais das ondas de Rossby no HS. Os modelos
conceituais destes tipos são apresentados na Figura 28.
46
Tipo 1: Geralmente, em baixos níveis (1000 - 850 hPa), o cavado frontal é intenso e
meridional (Fig. 28a). A regeneração da zona frontal ocorre com o alongamento do cavado da
ZCIT em direção ao cavado Extremidade Frontal (EF), ambos interagem na região do NEB. Em
alguns casos, ocorre a criação de um novo ciclone por conta da ciclogênese sobre o Atlântico Sul
próximo ao continente, aproximadamente em 20° S de latitude.
Em altos níveis ocorre a interação de uma crista, geralmente da Alta da Bolívia (AB), e um
cavado, geralmente de um Vórtice Ciclônico de Altos Níveis (VCAN), sobre o ponto da conexão
pela EF com ZCIT. Foi raro ocorrer Altas ou VCANs originados no Hemisfério Norte, atuando na
região tropical do Hemisfério Sul. Entretanto, foi comum encontrar casos em que as correntes de
vento do HS invadiram o HN em altos níveis (300 - 200 hPa).
Tipo 2: Os casos neste tipo apresentaram uma fratura da banda de nebulosidade na
frente fria principal (Fig. 28b). Houve condições favoráveis para a conservação das
características frontais na EF separada da FF, intensificando o cavado advindo da ZCIT. Ou seja, a
extremidade frontal se conecta meridionalmente com a ZCIT.
Em altos níveis (300 - 200 hPa), há um ou mais centros de Alta pressão (anticiclones) dos
HN e HS interagindo sobre a região do NEB. Essa atuação é mais comum através de suas cristas.
Os casos se formam sob influência de ambos os hemisférios, diferente dos outros tipos (1 e 3)
que o HS é o protagonista da maioria.
Tipo 3: Neste tipo (Fig. 28c), também, ocorre uma fratura na banda frontal, gerando uma
EF. Este é o Tipo em que os casos apresentaram sistemas frontais (geralmente extremidades)
mais meridionais. O cavado da ZCIT intensifica a periferia frontal na região do NEB após ocorrer
a fratura. Em altos níveis (300 - 200 hPa) sempre houve a atuação de um ou mais VCANs. É
comum ocorrer interações inter-hemisféricas das correntes de vento do HS com o HN.
a) Modelo do Tipo 1
b) Modelo do Tipo 2
c) Modelo do Tipo 3
Figura 28: Modelos conceituais dos Tipos de ligação da EF com a ZCIT. Fonte: Autor, 2023. “X”
representa a fratura do SF e o “tracejado” é a extremidade do cavado (azul) ou crista (vermelho).
A identificação da presença do Vórtice Ciclônico de Altos Níveis (VCAN) é discernida pela
observação de linhas de corrente em altitudes mais elevadas (em 300 - 200 hPa), um centro
47
fechado de circulação ciclônica em movimento no sentido horário (para o HS). Em contrapartida,
a Alta da Bolívia (AB) é identificada por linhas divergentes do centro anticiclônico em altos níveis
(300 - 200 hPa), girando em sentido anti-horário (para o HS).
Os dados sobre todos os processos analisados com Tipos de ligação da EF com a ZCIT são
apresentados na Tabela 1. Os dados de precipitação são referentes às estações automáticas do
Cemaden no município de Maceió - AL. As falhas foram preenchidas com dados de outra estação
do INMET nas proximidades. Imagens de RADAR confirmam a precipitação (Apêndice 4, p. 124).
Tabela 1: Todos os 27 casos analisados do ano de 2022. Fonte: Autor (2023), dados do ERA 5.
#
Início
Fim
Duração
Prec.
1000 - 850 hPa
300 - 200 hPa
Tipo
1
10 / jan.
17 / jan.
8 dias
48,6
Ciclone + Cavado
VCAN + Altas
1
2
22 / jan.
24 / jan.
3 dias
00,6
Ciclone + Cavado
VCAN
2
3
27 / jan.
31 / jan.
5 dias
42,12
Ciclone + Cavado
VCANs
3
4
03 / fev.
07 / fev.
5 dias
00,0
Ciclone
VCANs
3
5
10 / fev.
13 / fev.
4 dias
17,12
Cavado
VCANs
3
6
14 / fev.
17 / fev.
4 dias
18,75
Ciclone + Cavado
VCANs
3
7 20 / mar.
24 / mar.
5 dias
151,36
Ciclone + Cavado
VCAN + Alta
1
8 25 / mar.
29 / mar.
5 dias
25,02
Ciclone
VCAN + Alta
1
9
10 / abr.
14 / abr.
5 dias
6,31
Ciclone
Cavado + VCAN
3
10 16 / abr.
19 / abr.
5 dias
23,44
Ciclone
Altas + Cristas
2
11 20 / abr.
23 / abr.
4 dias
64,54
Ciclone + Cavado
AB + VCAN
1
12 11 / mai.
15 / mai.
5 dias
82,19
Cavado
Altas
2
13 18 / mai.
25 / mai.
8 dias
321,66
Ciclone
AB + Altas
2
14 01 / jun.
03 / jun.
3 dias
21,48
Cavado
AB + VCAN
1
15 08 / jun.
16 / jun.
9 dias
183,15
Ciclone
VCAN + Altas
2
16 25 / jun.
29 / jun.
5 dias
74,06
Cavado
AB + Altas
2
17 04 / ago.
07 / ago.
4 dias
152,32
Ciclone + Cavado
AB + Cristas + Altas
2
18 11 / ago. 13 / ago.
3 dias
53,3
Ciclone + Cavado
Alta + Crista
2
19 28 / ago.
4 dias
31,01
Cavado
Altas + VCAN
1
31 / ago.
48
20 04 / set.
09 / set.
6 dias
59,24
Ciclone + Cavado
Cristas + Altas
2
21 17 / set.
19 / set.
3 dias
0,14
Ciclone + Cavado
VCAN + Crista
1
22 12 / out.
16 / out.
5 dias
20,8
Cavado
VCAN + Crista
1
23 21 / out.
28 / out.
8 dias
53,4
Cavado
VCAN + Cavado
3
24 01 / nov.
11 / nov.
11 dias
198,2
Ciclones + Cavados
VCAN + Altas
1
25 21 / nov.
25 / nov.
5 dias
02,6
Cavado + Crista
VCAN + Cavados
3
26 14 / dez. 18 / dez.
5 dias
15,2
Ciclone + Cavado
VCAN + Cavado
1
27 19 / dez.
6 dias
26,0
Ciclones
VCANs
1
24 / dez.
Os casos em negrito serão dispostos em detalhes nas próximas seções. “Prec.”: Dados de
precipitação em mm para o total do evento. Os dados sobre os outros casos são apresentados nos
Apêndices correspondentes ao seu Tipo (1, 2 ou 3).
Portanto, 40% dos casos foram do Tipo 1, 30% foram do Tipo 2 e outros 30% do Tipo 3.
O tempo de duração foi proporcional à intensidade, desde o surgimento do ciclone até a
dissipação da extremidade. Com pelo menos 3 dias a onda se tornou meridional e o sistema
frontal conectou com a ZCIT em apenas um ou dois dias. Nos casos mais longos (maior do que 5
dias), a onda precisou de 3,5 dias para se tornar meridional e conectar com a ZCIT.
Dados de precipitação comprovam a necessidade de entender melhor os processos que
levam a ocorrência destes eventos extremos. O caso que ocorreu entre os dias 18 de maio a 25 de
maio (Tipo 2) registrou 321,66 mm dentro deste período (8 dias). Entre maio e agosto, o período
chuvoso da região do NEB registrou os maiores acúmulos de precipitação. É possível notar que
quanto mais longa foi a duração, maior tende a ser a quantidade de precipitação, como já visto
por Kousky (1979), a quantidade de precipitação no sul do neb não era proporcional a
quantidade de passagens de frentes, mas sim pela quantidade de dias que o sistema se mantinha
estacionário.
Todos os campos utilizados para analisar os casos da tabela 1 estão organizados no
Apêndice respectivo ao seu tipo (1, 2 e 3).
Dentre todos os casos, foram escolhidos três que mostram os diferentes tipos de
associação dos processos frontais meridionais com a vorticidade ciclônica da ZCIT sobre o NEB.
Os casos escolhidos para análise possuem características sinóticas diferentes. Devido ao alto
volume de imagens, será exibido apenas o momento do ápice do evento. O restante se encontra
em seus devidos apêndices.
5.2.1
Tipo 1, caso do dia 16/12/2022, 00h UTC
Como descrito anteriormente, o primeiro tipo de conexão (Fig. 28) se baseia na chegada
do sistema frontal na região do NEB quando ele é intenso e meridional. Os sistemas em altos
49
níveis (300 - 200 hPa) são os maiores contribuintes no processo de regeneração, pois a interação
dos mesmos ocorre sobre o momento de maior intensidade da extremidade frontal.
Em geral foi registrado AB e VCAN, mas em alguns casos é considerado o cavado
acentuado do VCAN, cristas e centros de Alta comuns também acentuada (estendida) sobre a
área de atuação da frente. Ambos os sistemas ciclônicos e anticiclônicos podem ser originais do
HN ou HS. Entretanto, a maior parte dos casos tiveram influência apenas do HS.
***
A partir de imagens de satélite é possível visualizar uma linha de nebulosidade
diagonalmente entre o ciclone extratropical e a região do NEB (Fig. 29a). O campo de vorticidade
expressa um escoamento ciclônico (negativo) na costa leste em direção à ZCIT (Fig. 29b). Isto
indica que a linha de nebulosidade convectiva sobre o NEB está associada ao sistema frontal de
forma meridional.
a) Imagem de Satélite (infravermelho)
b) Vorticidade em 1000 hPa
Figura 29: Caso do dia 16/12/2022 às 00h UTC. a) Imagem de satélite do canal infravermelho; e
b) vorticidade em 1000 hPa. Fonte: GIBBS - NOAA, ERA 5.
Quando o GIBBS NOAA não tinha imagens disponíveis para o momento analisado (caso
15/10/2022, 06h UTC - Apêndice 1, Fig. 41h), houve uma substituição por imagens do
EumetView, API da EUMETSAT.
A frente que atinge o NEB é oriunda de um terceiro ciclone regenerado. O primeiro
ciclone surgiu no dia 12/12/2022, às 12h UTC em torno das latitudes 30 a 25° S, teve sua frente
separada e foi formada uma onda frontal no dia 13/12/2022, às 12h UTC, formando o segundo
ciclone; a periferia frontal deste (segundo) tornou-se um terceiro ciclone no dia 15/12/2022, às
00h UTC. E, finalmente, sua frente fria atingiu o NEB meridionalmente em direção à ZCIT no dia
50
16/12/2022, às 12h UTC (Fig. 30a). Todos estes processos se deram de forma intensa e
meridional
Em 200 hPa, observa-se um Vórtice Ciclônico de Altos Níveis (VCAN), um alto gradiente
da velocidade do vento é identificado em seu setor leste, ou seja, CJNEB (Fig. 30b). Este
cisalhamento horizontal está associado à instabilidade atmosférica. Esta CJNEB é localizada
sobre o oceano adjacente ao NEB. Uma intensa crista oriunda da AB está empurrando o VCAN
para Leste. Essa interação escoou meridionalmente invadindo o HN.
a) Linhas de Corrente em 1000 hPa
b) Linhas de Corrente em 200 hPa
Figura 30: Caso do dia 16/12/2022 às 00h UTC. Linhas de corrente em a) 1000 hPa; e
b) 200 hPa. Fonte: ERA 5.
A temperatura potencial equivalente no campo horizontal (em 850 hPa) mostra uma
faixa meridional de potencial de convecção da parcela de ar sobre a costa nordeste do NEB (Fig.
31a). Quando registrou-se VCAN, o campo horizontal de θe demonstrou melhor visualização da
ondulação meridional em 850 hPa.
O perfil da seção vertical de θe mostra que a conexão ocorreu desde 15° S à 5° N (Fig.
31b). A diferença das propriedades das parcelas indica que nesse trecho houve um encontro de
massas distintas, uma subtropical e a outra equatorial.
51
a) theta-e em 850 hPa
b) theta-e em 35 W
Figura 31: Caso do dia 16/12/2022 às 00h UTC. Temp. potencial equivalente em a) 850 hPa; e
b) 35° W. Fonte: ERA 5.
O campo da diferenciação da altura geopotencial (Fig. 32a) mostra a variação efetiva da
movimentação dos sistemas em altos níveis (200 hPa). Essa informação sobre a estrutura
vertical da atmosfera contribui para a identificação das zonas meridionais.
O núcleo negativo deve ser maior do que 10° de latitude e, para considerá-lo meridional,
a inclinação do seu eixo deve ser superior a 30°. Consequentemente, zonais quando inferior a
30°. Portanto, foram identificados 5 núcleos meridionais neste caso.
A metodologia elaborada por Leite (2022) considera núcleos intensos a partir de -300
km do diferencial da altura geopotencial. Entretanto, os casos intensos (dentre todos os Tipos - 1,
2 e 3) no HS foram observados com núcleos negativos a partir de -120 km no oceano Atlântico.
a) Diferenciação da Altura Geopotencial 200 hPa
52
b) Imagem de satélite para o HS (infravermelho)
Figura 32: Caso do dia 16/12/2022 às 00h UTC. a) Variação da altura geopotencial em 200 hPa; e
b) imagem de satélite no canal infravermelho. Fonte: ERA 5, GIBBS - NOAA.
De acordo com estudos anteriores (Matheus Leite, 2022), no Hemisfério Norte é
necessário que haja de 6 a 7 núcleos meridionais nas ondas planetárias para incursão de frentes
nas latitudes equatoriais.
Entretanto, nos resultados das análises dos casos do Tipo 1 (tabela 2) é possível notar
que apenas 5 núcleos seriam suficientes para atingir o mesmo efeito no Hemisfério sul. Esses
núcleos estão associados à onda longa (planetária) de Rossby com grande amplitude, que
contribui para o deslocamento das FF para latitudes mais baixas, pois elas atuam como guia das
ondas curtas de Rossby. A quantidade de núcleos meridionais nos casos do Tipo 1 é mais
frequentemente 5, e em um caso atingiu 6 núcleos (03/06/2022, 18h UTC). A maior parte das
incursões de zonas frontais na região tropical equatorial do Tipo 1 ocorreu por conta da
Extremidade Frontal (EF).
Tabela 2: Todos os 11 casos do Tipo 1. Fonte: Autor (2023), dados do ERA 5 e GIBBS - NOAA.
#
Tipo 1 - Data e Hora
Sistema Frontal
Altos Níveis
QNM
a)
14/01/2022, 12h UTC
Extremidade
HS
4
b)
23/03/2022, 06h UTC
Extremidade
HS
4
c)
26/03/2022, 00h UTC
Secundária
HS
5
d)
23/04/2022, 12h UTC
Principal
HN e HS
3
e)
03/06/2022, 18h UTC
Extremidade
HN e HS
6
f)
30/08/2022, 12h UTC
Principal e Secundária
HS e HS
4
g)
19/09/2022, 12h UTC
Principal e Extremidade
HS
3
h)
15/10/2022, 06h UTC
Secundária
HN e HS
5
i)
08/11/2022, 00h UTC
Principal
HS
5
53
j)
16/12/2022, 00h UTC
Extremidade
HS
5
k)
23/12/2022, 12h UTC
Principal e Secundária
HS
5
Altos Níveis: Hemisfério com maior influência sobre o caso (Sul, HS; Norte, HN).
QNM: Quantidade de Núcleos Meridionais.
5.2.2
Tipo 2, caso do dia 13/08/2022, 18h UTC
Devido a grande quantidade de casos com fraturas das bandas de nebulosidade da FF, o
segundo tipo de conexão define que os sistemas frontais se propaguem de forma meridional
após se separarem do ciclone principal. A extremidade frontal encontra condições favoráveis à
sua conservação até o encontro com a região da ZCIT.
Em altos níveis (300 - 200 hPa) geralmente foi registrado AB durante os eventos (Fig.
28), mas são considerados centros de Alta pressão e Cristas sobre a área de interação das
parcelas frontais com a ZCIT.
***
A nebulosidade convectiva do cavado frontal sobre o oceano (Fig. 33a) diverge em dois
ramos ao atingir a costa Leste do NEB (Fig. 33b). Duas frentes são evidenciadas pelo campo de
vorticidade (Fig. 33c), a secundária passa pelo recôncavo baiano, enquanto a principal se
encontra meridionalmente com parcelas da ZCIT. Há a existência de duas bandas de vorticidade
negativa que correspondem às duas ondas de ar frio, indicando uma forte invasão de ar polar.
a) Imagem de Satélite (infravermelho)
b) Vorticidade em 1000 hPa
54
Figura 33: Caso do dia 13/08/2022 às 18h UTC. a) Imagem de satélite do canal infravermelho; e
b) vorticidade em 850 hPa. Fonte: ERA 5, GIBBS - NOAA.
Nas linhas de corrente de 850 hPa é possível observar que um ciclone muito intenso
gerou duas frentes, a principal e a secundária (Fig. 34a). Ambas se alongaram desde latitudes
subtropicais até a região do NEB. Entretanto, apenas a frente principal conflui com o cavado
associado à ZCIT e ao ciclone adjacente ao continente africano.
Neste caso havia um anticiclone em altos níveis, mas a influência mais forte sobre a
frente que chegou à linha do Equador foi causada pela intensa crista acentuada de uma Alta no
oceano Atlântico em 200 hPa (Fig. 34b). Esta crista cortou o NEB meridionalmente em direção ao
HN atraída por outro centro pequeno centro de Alta em 1° N.
c) Linhas de Corrente em 1000 hPa
d) Linhas de Corrente em 200 hPa
Figura 34: Caso do dia 13/08/2022 às 18h UTC. Linhas de corrente em a) 850 hPa; e
b) 200 hPa. Fonte: ERA 5.
Através do campo horizontal de temperatura potencial equivalente (θe), em 850 hPa (Fig.
35a), é possível notar que a frente principal está desprendida do ciclone original devido às
diferentes características das massas de ar dentro do setor circulado sobre o NEB.
O gradiente na seção vertical de θe mostra uma fusão tripla desde 15° S até 5° N (Fig.
35b). Isto é, em três pontos seguintes há o encontro da parcela frontal com massas de ar
equatoriais desprendidas da ZCIT.
Uma das formas de determinar a posição da onda de Rossby, é acompanhando o
deslocamento da frente até conectar à ZCIT utilizando o perfil vertical da temperatura potencial
equivalente (θe).
55
a) theta-e em 850 hPa
b) theta-e em 35 W
Figura 35: Caso do dia 13/08/2022 às 18h UTC. Temp. potencial equivalente em a) 850 hPa; e
b) 35° W. Fonte: ERA 5.
Foram observadas 5 núcleos de ondas pela altura geopotencial em 200 hPa (Fig. 36a)
para que os sistemas frontais sejam intensos o suficiente e atinjam a ZCIT. Isso mostra mais uma
vez que no HS não é necessário um tão elevado número de núcleos para a propagação de
extremidades frontais ao NEB.
b) Diferenciação da Altura Geopotencial 200 hPa
56
c) Imagem de satélite para o HS (infravermelho)
Figura 36: Caso do dia 13/08/2022 às 18h UTC. a) Variação da altura geopotencial em 200 hPa; e
b) imagem de satélite no canal infravermelho. Fonte: ERA 5, GIBBS - NOAA.
Diferente do Tipo 1, nos casos do Tipo 2 (tabela 3) ocorre a formação de mais um núcleo
meridional nos processos ondulatórios em altos níveis (200 hPa). Ou seja, são necessários 5 ou 6
núcleos (houveram quatro casos com 5 e 6 núcleos) para atingir a ZCIT. Entretanto, a maior
quantidade de casos com interações inter-hemisféricas em altos níveis (300 - 200 hPa) são os
casos do Tipo 2.
Tabela 3: Todos os 9 casos do Tipo 2. Fonte: Autor (2023), dados do ERA 5 e GIBBS - NOAA.
#
Tipo 2 - Data e Hora
Sistema Frontal
Altos Níveis
QNM
a)
23/01/2022, 06h UTC
Extremidade
HS
5
b)
19/04/2022, 00h UTC
Extremidade
HN e HS
6
c)
15/05/2022, 12h UTC
Principal e Secundária
HN e HS
6
d)
23/05/2022, 06h UTC
Extremidade
HN e HS
5
e)
15/06/2022, 18h UTC
Extremidade
HS
6
f)
28/06/2022, 06h UTC
Principal e Extremidade
HS
6
g)
06/08/2022, 12h UTC
Extremidade
HN
5
h)
13/08/2022, 18h UTC
Extremidade e Secundária
HN e HS
5
i)
09/09/2022, 00h UTC
Extremidade
HN e HS
4
Altos Níveis: Hemisfério com maior influência sobre o caso (Sul, HS; Norte, HN).
QNM: Quantidade de Núcleos Meridionais.
57
5.2.3
Tipo 3, caso do dia 29/01/2022, 12h UTC
Nos casos do Tipo 3, ocorre uma fratura na Extremidade Frontal (EF), cuja intensificação
é induzida pela interação com o cavado da ZCIT na região do NEB. Portanto, em geral, é o próprio
cavado da ZCIT que se encontra com a periferia frontal.
Entretanto, são os sistemas de altos níveis (300 - 200 hPa) que melhor classificam o Tipo
3. Independente do hemisfério de origem, houve a atuação de um ou mais VCANs durante todo o
processo (Fig. 28).
O mesmo que foi visto nos casos anteriores se repete neste. A nebulosidade associada ao
sistema frontal e à ZCIT nas imagens de satélite (Fig. 37a) segue o padrão de vorticidade negativa
que flui meridionalmente conectando ambos os sistemas em 850 hPa (Fig. 37b).
a) Imagem de Satélite (infravermelho)
b) Vorticidade em 850 hPa
Figura 37: Caso do dia 29/01/2022 às 12h UTC. a) Imagem de satélite do canal infravermelho; e
b) vorticidade em 850 hPa. Fonte: GIBBS - NOAA, ERA 5.
Neste caso, a conexão entre o sistema frontal e a ZCIT se estabelece de forma muito
meridional em 1000 hPa (Fig. 38a). Diferente dos tipos 1 e 2, neste caso, é o cavado da ZCIT que
escoa para o NEB e encontra a EF após a fratura do sistema frontal. Também é importante
destacar a atuação de uma crista delimitando o escoamento dos sistemas meridionalmente.
Há dois VCANs em altos níveis (200 hPa), um deles está sobre a conexão da EF e da ZCIT
(Fig. 38b). Ambos possuem cavados tão intensos que invadem o HN.
58
c) Linhas de Corrente em 1000 hPa
d) Linhas de Corrente em 200 hPa
Figura 38: Caso do dia 29/01/2022 às 12h UTC. Linhas de corrente em a) 1000 hPa; e
b) 200 hPa. Fonte: ERA 5.
Pelo campo horizontal da θe em 850 hPa (Fig. 39a), observa-se que após se separar do
ciclone principal, a EF se mantém intensa devido às condições favoráveis proporcionadas pela
ZCIT que invade o HS. É possível observar pelo alto gradiente de θe, no campo vertical (Fig. 39b),
que houve uma forte incursão de massas equatoriais oriundas da ZCIT na costa leste brasileira,
atingindo até 30° S de latitude. A conexão dos sistemas ocorre entre 30° S e 10° S. Diferente dos
Tipos 1 e 2, os perfis atmosféricos da θe nos casos do Tipo 3 apresentam um alto gradiente,
evidenciando que massas de ar extremamente distintas confluem.
a) theta-e em 850 hPa
b) theta-e em 35 W
Figura 39: Caso do dia 29/01/2022 às 12h UTC. Temp. potencial equivalente em a) 850 hPa; e
b) 40° W. Fonte: ERA 5.
59
Foram observadas 5 núcleos de ondas pela altura geopotencial em 200 hPa (Fig. 40a), a
menor quantidade dentre os casos do HS analisados neste trabalho. Apenas são contabilizados
os núcleos que apresentam formato meridional.
a) Diferenciação da Altura Geopotencial 200 hPa
b) Imagem de satélite para o HS (infravermelho)
Figura 40: Caso do dia 29/01/2022 às 12h UTC. a) Variação da altura geopotencial em 200 hPa; e
b) imagem de satélite no canal infravermelho. Fonte: ERA 5, GIBBS - NOAA.
Levando em consideração todos os casos analisados (Tipos 1, 2 e 3), é possível afirmar
que 4 a 5 núcleos meridionais são necessários para que as ondas planetárias no HS atinjam o
cinturão da ZCIT no setor do oceano Atlântico Equatorial Sul (tabela 4).
Outro ponto importante a ser destacado sobre todos os casos, é que a maioria foi causada
por uma extremidade frontal, poucas vezes pela frente fria principal e raramente pela frente
secundária.
60
Tabela 4: Todos os 7 casos do Tipo 3. Fonte: Autor (2023), dados do ERA 5 e GIBBS - NOAA.
#
Tipo 3 - Data e Hora
Sistema Frontal
Altos Níveis
QNM
a)
29/01/2022, 12h UTC
Principal e Extremidade
HS
5
b)
05/02/2022, 18h UTC
Principal, Extremidade e Secundária
HN e HS
4
c)
14/02/2022, 00h UTC
Extremidade e Secundária
HS
4
d)
17/02/2022, 06h UTC
Principal e Extremidade
HS
5
e)
14/04/2022, 06h UTC
Extremidade
HN e HS
5
f)
28/10/2022, 00h UTC
Extremidade
HS
5
g)
21/11/2022, 06h UTC
Extremidade
HN e HS
4
Altos Níveis: Hemisfério com maior influência sobre o caso (Sul, HS; Norte, HN).
QNM: Quantidade de Núcleos Meridionais.
A figura a seguir expressa os pontos em que os sistemas frontais atingiram o NEB e se
associaram a ZCIT, indicando o início da conexão. O Tipo 1 possui a formação clássica do VCAN
associado a AB, os casos foram mais influentes na região da costa. No período de maior
ocorrência dos casos do Tipo 2, a AB está deslocada mais a Leste, portanto os casos ocorreram
em sua grande parte sobre o oceano. Os casos do Tipo 3 ocorreram dentro do continente, pois
normalmente havia a atuação de uma crista intensa em baixos níveis (1000 - 850 hPa) que
empurrava o cavado frontal para dentro do continente.
Figura 41: Pontos de conexão e sobre as áreas de maior influência de cada caso dos três tipos
definidos no modelo conceitual. Fonte: Autor, 2023.
61
6 - CONCLUSÕES
Foram registrados 27 casos da ligação da extremidade frontal com ZCIT sobre o NEB no
ano de 2022. A duração do caso foi avaliada desde o surgimento do ciclone principal até a
conexão do sistema frontal com o cavado da Zona de Convergência Intertropical (ZCIT). A menor
duração foi de 3 dias (destaque para o caso de 11/ago. até 13/ago.) e a maior foi de 11 dias (de
01/nov. até 11/nov.).
Os casos mais intensos também foram os mais longos e com maior cobertura de área de
nuvens. Em geral, o sistema que mais frequentemente atingiu o Nordeste Brasileiro (NEB) foi a
Extremidade Frontal (EF). O fator que mais favoreceu sua propagação meridional foi ciclogênese
(na latitude de 20o S, aproximadamente) na frente fria do ciclone baroclínico com centro no sul
do Atlântico Sul.
A regeneração de zonas frontais na onda meridional gerou a incursão de ar frio em
direção à linha do Equador, atingindo o Nordeste brasileiro. Este processo é descrito
detalhadamente em Fedorova et al. (2023 a, b, c, d) e em Pontes da Silva et al. (2023). Os
resultados do presente estudo complementam esta informação sobre a ligação da zona frontal
com a ZCIT no NEB.
A quantidade de núcleos negativos meridionais necessários para as ondas planetárias de
Rossby do Hemisfério Sul (HS) tornarem-se meridionais e ocorrer a conexão do sistema frontal
com a ZCIT foi de 4 a 5. Este resultado mostra que a quantidade no HS é menor do que no
Hemisfério Norte (HN), onde são definidas em 6 - 7 células de ondas meridionais (Matheus Leite,
2022). Os casos com menor quantidade de núcleos estão associados aos que também
registraram VCANs, pois já possuem bastante nebulosidade e energia convectiva em sua
periferia, essencial para regeneração frontal e conexões com a ZCIT.
Entretanto, o presente estudo mostra situações com acoplamento da extremidade frontal
com ZCIT, ou seja, quando não atravessam o equador. No estudo para o HN, estes números são
relatados para os sistemas que atingem e/ou atravessam a linha do Equador.
Foi construído um modelo conceitual das ocorrências de acoplamento da extremidade
frontal com a ZCIT na região Nordeste do Brasil (NEB). Relacionando os casos com suas
características sinóticas semelhantes, foram definidos 3 tipos de conexões denominadas pela
predominância de processos de regeneração (Tipo 1), conservação (Tipo 2) e intensificação
(Tipo 3).
Os casos do Tipo 1 apresentaram uma regeneração do cavado frontal devido a zona
frontogenética do Oceano Atlântico Sul, e processo ciclogenético em torno da latitude 20° S. O
que gerou um cavado alongado muito intenso e meridional (em 1000 - 850 hPa) conectando a EF
com a ZCIT. Já em altos níveis (300 - 200 hPa), durante estes processos, havia a interação de uma
crista (geralmente da Alta da Bolívia - AB) com um cavado (geralmente do Vórtice Ciclônico de
Altos Níveis - VCAN).
Nos casos no Tipo 2 ocorreu uma fratura da banda de nebulosidade na frente fria
principal. Houve condições favoráveis para a conservação das características frontais na EF
separada da FF original, intensificando o cavado advindo da ZCIT. Ou seja, a extremidade frontal
62
se conecta meridionalmente com a ZCIT. Definiu-se também que em altos níveis (300 - 200 hPa)
há a influência de centros de alta pressão e/ou cristas dos HN e HS.
No Tipo 3 também ocorre uma fratura na banda frontal, a diferença é que geralmente foi
o cavado da ZCIT que encontrou e intensificou a EF na região do NEB. Em altos níveis sempre
houve a atuação de um ou mais VCANs, normalmente originados no HS, mas alguns casos
registraram VCANs de ambos os hemisférios durante todo o processo.
Dos 27 casos totais no ano de 2022, 11 foram classificados como Tipo 1; 9 como Tipo 2; e
7 como Tipo 3. Em todos os casos a vorticidade negativa (1000 - 850 hPa) assemelha-se com a
nebulosidade das imagens de satélite. Em muitos casos, ocorreu a regeneração de novos ciclones
no cavado frontal original, e foram as periferias destes novos ciclones que mais frequentemente
atingiram o NEB. As interações inter-hemisféricas foram mais intensas nos casos do Tipo 2, onde
havia influências de Cristas e/ou Altas do HN e AB do HS em 300 - 200 hPa.
Os casos que registraram os maiores acúmulos de precipitação foram os do Tipo 2 que
ocorreram entre os meses de maio a agosto, período chuvoso da região da costa leste do NEB. É
possível notar que quanto mais longa foi a duração, maior tende a ser a quantidade de
precipitação. Os maiores acúmulos de precipitação atingiram 322 mm durante 8 dias.
Outros estudos recentes (Gomes Muanza, 2018) descrevem que a circulação anticiclônica
em altos níveis (200 hPa) permite o deslocamento das FF para o Norte do NEB. Porém, é possível
afirmar que não somente a circulação anticiclônica em altos níveis (200 hPa) proporciona
condições favoráveis à esta união (como no Tipo 2), mas também a interação dela com a
circulação ciclônica em altos níveis (200 hPa) (como no Tipo 1). Ou até mesmo, em altos níveis
(200 hPa) apenas circulação ciclônica como foi definido no Tipo 3.
Em alguns casos dos Tipos 1 e 3 registrou-se correntes meridionais em altos níveis (300 200 hPa), elas foram criadas devido à atuação do VCAN sobre o NEB. Ou seja, o VCAN pode gerar
invasões inter-hemisféricas. Por outro lado, foi observado que os centros de Alta pressão e/ou
suas cristas (Tipo 2) predominam as interações inter-hemisféricas (quando elas já existem),
tornando os movimentos meridionais mais intensos.
Os sistemas sinóticos observados nas linhas de corrente em altos níveis (300 - 200 hPa)
são responsáveis por favorecer as condições ideais à propagação das ondas de Rossby desde as
latitudes médias até os trópicos.
As Ondas de Rossby permitem identificar a influência de sistemas frontais em baixos
níveis e a incursão de ar frio em direção à linha do Equador, podendo provocar a regeneração das
frentes e a formação de novos ciclones.
63
7 - REFERÊNCIAS
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Exibido momento de conexão / intensificação (Fig. 41).
a) 14/01/2022, 12h UTC
b) 23/03/2022, 06h UTC
77
c) 26/03/2022, 06h UTC
d) 23/04/2022, 12h UTC
e) 03/06/2022, 18h UTC
78
f) 30/08/2022, 12h UTC
g) 19/09/2022, 12h UTC
h) 15/10/2022, 06h UTC
79
i) 08/11/2022, 00h UTC
j) 16/12/2022, 00h UTC
k) 23/12/2022, 12h UTC
Figura 42: Imagens de satélite e campo de vorticidade (850 - 1000 hPa) para os casos do Tipo 1.
Exibido momento de conexão / intensificação. Fonte: ERA 5.
80
Linhas de corrente em baixos níveis (1000 - 850 hPa) e altos níveis (300 - 200 hPa) para
os casos do Tipo 1. Exibido momento de conexão / intensificação (Fig. 42).
a) 14/01/2022, 12h UTC
b) 23/03/2022, 06h UTC
81
c) 26/03/2022, 00h UTC
d) 23/04/2022, 12h UTC
82
e) 03/06/2022, 18h UTC
f) 30/08/2022, 12h UTC
83
g) 19/09/2022, 12h UTC
h) 15/10/2022, 06h UTC
84
i) 08/11/2022, 00h UTC
j) 16/12/2022, 00h UTC
85
k) 23/12/2022, 12h UTC
Figura 44: Linhas de corrente em baixos níveis (1000 - 850 hPa) e altos níveis (300 - 200 hPa)
para os casos do Tipo 1. Exibido momento de conexão / intensificação. Fonte: ERA 5.
86
Temperatura potencial equivalente no campo horizontal (1000 - 850 hPa) e na secção
vertical (30° W - 35° W - 40° W) para os casos do Tipo 1. Exibido momento de conexão /
intensificação (Fig. 43).
a) 14/01/2022, 12h UTC
b) 23/03/2022, 06h UTC
87
c) 26/03/2022, 00h UTC
d) 23/04/2022, 12h UTC
e) 03/06/2022, 18h UTC
88
f) 30/08/2022, 12h UTC
g) 19/09/2022, 12h UTC
h) 15/10/2022, 06h UTC
89
i) 08/11/2022, 00h UTC
j) 16/12/2022, 12h UTC
k) 23/12/2022, 12h UTC
Figura 43: Temperatura potencial equivalente no campo horizontal (1000 - 850 hPa) e na secção
vertical (30° W - 35° W - 40° W) para os casos do Tipo 1. Exibido momento de conexão /
intensificação. Fonte: ERA 5.
90
Diferenciação da Altura Geopotencial em 200 hPa para os casos do Tipo 1. Exibido
momento de conexão / intensificação (Fig. 44).
a) 14/01/2022, 12h UTC
b) 23/03/2022, 06h UTC
91
c) 26/03/2022, 00h UTC
d) 23/04/2022, 12h UTC
e) 03/06/2022, 18h UTC
92
f) 30/08/2022, 12h UTC
g) 19/09/2022, 12h UTC
h) 15/10/2022, 06h UTC
93
i) 08/11/2022, 00h UTC
j) 16/12/2022, 00h UTC
k) 23/12/2022, 12h UTC
Figura 45: Diferenciação da Altura Geopotencial em 200 hPa para os casos do Tipo 1. Exibido
momento de conexão / intensificação. Fonte: ERA 5.
94
APÊNDICE 2 - Casos do Tipo 2
Imagens de satélite e campo de vorticidade (850 - 1000 hPa) para os casos do Tipo 2.
Exibido momento de conexão / intensificação (Fig. 45).
a) 23/01/2022, 06h UTC
b) 19/04/2022, 00h UTC
95
c) 15/05/2022, 12h UTC
d) 23/05/2022, 06h UTC
e) 15/06/2022, 18h UTC
96
f) 28/06/2022, 06h UTC
g) 06/08/2022, 12h UTC
h) 13/08/2022, 18h UTC
97
i) 09/09/2022, 00h UTC
figura 46: Imagens de satélite e campo de vorticidade (850 - 1000 hPa) para os casos do Tipo 2.
Exibido momento de conexão / intensificação. Fonte: ERA 5.
98
Linhas de corrente em baixos níveis (1000 - 850 hPa) e altos níveis (300 - 200 hPa) para
os casos do Tipo 2. Exibido momento de conexão / intensificação (Fig. 46).
a) 23/01/2022, 06h UTC
b) 19/04/2022, 00h UTC
99
c) 15/05/2022, 12h UTC
d) 23/05/2022, 06h UTC
100
e) 15/06/2022, 18h UTC
f) 28/06/2022, 06h UTC
101
g) 06/08/2022, 12h UTC
h) 13/08/2022, 18h UTC
102
i) 09/09/2022, 00h UTC
figura 47: Linhas de corrente em baixos níveis (1000 - 850 hPa) e altos níveis (300 - 200 hPa)
para os casos do Tipo 2. Exibido momento de conexão / intensificação. Fonte: ERA 5.
103
Temperatura potencial equivalente no campo horizontal (1000 - 850 hPa) e na secção
vertical (30° W - 35° W - 40° W) para os casos do Tipo 2. Exibido momento de conexão /
intensificação (Fig. 47).
a) 23/01/2022, 06h UTC
b) 19/04/2022, 00h UTC
104
c) 15/05/2022, 12h UTC
d) 23/05/2022, 06h UTC
e) 15/06/2022, 18h UTC
105
f) 28/06/2022, 06h UTC
g) 06/08/2022, 12h UTC
h) 13/08/2022, 18h UTC
106
i) 09/09/2022, 00h UTC
figura 48: Temperatura potencial equivalente no campo horizontal (1000 - 850 hPa) e na secção
vertical (30° W - 35° W - 40° W) para os casos do Tipo 2. Exibido momento de conexão /
intensificação. Fonte: ERA 5.
107
Diferenciação da Altura Geopotencial em 200 hPa para os casos do Tipo 2. Exibido
momento de conexão / intensificação (Fig. 48).
a) 23/01/2022, 06h UTC
b) 19/04/2022, 00h UTC
108
c) 15/05/2022, 12h UTC
d) 23/05/2022, 06h UTC
e) 15/06/2022, 18h UTC
109
f) 28/06/2022, 06h UTC
g) 06/08/2022, 12h UTC
h) 13/08/2022, 18h UTC
110
i) 09/09/2022, 00h UTC
figura 49: Diferenciação da Altura Geopotencial em 200 hPa para os casos do Tipo 2. Exibido
momento de conexão / intensificação. Fonte: ERA 5.
111
APÊNDICE 3 - Casos do Tipo 3
Imagens de satélite e campo de vorticidade (850 - 1000 hPa) para os casos do Tipo 3.
Exibido momento de conexão / intensificação (Fig. 49).
a) 29/01/2022, 12h UTC
b) 06/02/2022, 06h UTC (caso 05/02/2022, 18h UTC)
112
c) 14/02/2022, 00h UTC
d) 17/02/2022, 06h UTC
e) 14/04/2022, 06h UTC
113
f) 28/10/2022, 00h UTC
g) 21/11/2022, 06h UTC
figura 50: Imagens de satélite e campo de vorticidade (850 - 1000 hPa) para os casos do Tipo 3.
Exibido momento de conexão / intensificação. Fonte: ERA 5.
114
Linhas de corrente em baixos níveis (1000 - 850 hPa) e altos níveis (300 - 200 hPa) para
os casos do Tipo 3. Exibido momento de conexão / intensificação (Fig. 50).
a) 29/01/2022, 12h UTC
b) 05/02/2022, 18h UTC
115
c) 13/02/2022, 18h UTC (14/02/2022, 00h UTC)
d) 17/02/2022, 06h UTC
e) 14/04/2022, 06h UTC
116
f) 28/10/2022, 00h UTC
g) 21/11/2022, 06h UTC
figura 51: Linhas de corrente em baixos níveis (1000 - 850 hPa) e altos níveis (300 - 200 hPa)
para os casos do Tipo 3. Exibido momento de conexão / intensificação. Fonte: ERA 5.
117
Temperatura potencial equivalente no campo horizontal (1000 - 850 hPa) e na secção
vertical (30° W - 35° W - 40° W) para os casos do Tipo 3. Exibido momento de conexão /
intensificação (Fig. 51).
a) 29/01/2022, 12h UTC
b) 05/02/2022, 12h UTC
118
c) 14/02/2022, 00h UTC
d) 17/02/2022, 06h UTC
e) 14/04/2022, 06h UTC
119
f) 28/10/2022, 00h UTC
g) 21/11/2022, 06h UTC
figura 52: Temperatura potencial equivalente no campo horizontal (1000 - 850 hPa) e na secção
vertical (30° W - 35° W - 40° W) para os casos do Tipo 3. Exibido momento de conexão /
intensificação. Fonte: ERA 5.
120
Diferenciação da Altura Geopotencial em 200 hPa para os casos do Tipo 3. Exibido
momento de conexão / intensificação (Fig. 52).
a) 29/01/2022, 12h UTC
b) 05/02/2022, 18h UTC
121
c) 13/02/2022, 18h UTC
d) 17/02/2022, 06h UTC
e) 14/04/2022, 06h UTC
122
f) 28/10/2022, 00h UTC
g) 21/11/2022, 06h UTC
figura 53: Diferenciação da Altura Geopotencial em 200 hPa para os casos do Tipo 3. Exibido
momento de conexão / intensificação. Fonte: ERA 5.
123
APÊNDICE 4 - Produtos do RADAR
Imagens de refletividade maxcappi do RADAR de banda S localizado no campus UFAL - A.
C. Simões (Fig. 53). Os dados estavam disponíveis até a data 30/09/2022, portanto 6 casos não
foram exibidos.
a) 14/01/2022, às 12h UTC
b) 23/01/2022, às 06h UTC
c) 29/01/2022, às 12h UTC
d) 05/02/2022, às 18h UTC
124
e) 14/02/2022, às 00h UTC
f) 17/02/2022, às 06h UTC
g) 23/03/2022, às 00h UTC
h) 26/03/2022, às 00h UTC
125
i) 14/04/2022, às 06h UTC
j) 19/04/2022, às 00h UTC
k) 23/04/2022, às 12h UTC
l) 15/05/2022, às 12h UTC
126
m) 23/05/2022, às 06h UTC
n) 03/06/2022, às 18h UTC
o) 15/06/2022, às 18h UTC
p) 28/06/2022, às 06h UTC
127
q) 06/08/2022, às 12h UTC
r) 13/08/2022, às 18h UTC
s) 30/08/2022, às 12h UTC
t) 09/09/2022, às 00h UTC
128
u) 19/09/2022, às 12h UTC
Figura 54: Imagens de refletividade maxcappi do RADAR de banda S. Fonte: REDEMET.
129