Pratica 1. Humidade. Alguns conceitos usados no diagrama termodinâmico de Skew-T de (adaptação do Comet Program).

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1 Pratica 1 Humidade Alguns conceitos usados no diagrama termodinâmico de Skew-T de (adaptação do Comet Program). E:\comet\mesoprim\skewt\aplication MDJMO_MS 1 MDJMO_MS 2 M v e r ~ w = = ε M p e r ( T ) ~ w d w d w e = ε w ( T ) p d Ração de mistura È ração entre a massa de massa de vapor de água e a massa de ar seco para um volume de ar húmido W (g/kg).- ([kg de ar seco]) Ração de mistura saturada (ws) É a ração de mistura de um volume de ar se este chegar a se saturar (g/kg). MDJMO_MS 3 Humidade específica é a massa de vapor de água por massa de ar misto : q = Mv / (Mv + Md) Em sinóptica muito usada Humidade relativa em (%) é a quantidade de vapor de água num volume dado de ar e a quantidade que este volume teria se este estiver saturada RH = 100 * (w/ws) MDJMO_MS 4 Temperatura virtual (Tv) de uma massa de ar húmido, é a T de ar seco, que a mesma pressão, tem a mesma densidade. Temperatura do termómetro Húmido. É a temperatura mais baixa a que um volume de ar a pressão constante pode ser arrefecida por evaporação da água no seu seno. O calor requerido para a evaporação é tomado do mesmo ar Temperatura equivalente (Te ) É a máxima temperatura que uma massa de ar pode alcançar por condensação. As vezes denominada temperatura equivalente adiabática T = T r = T + 2.5r e Temperatura potencial è a Temperatura que uma unidade de massa alçaria evolucionando adibaticamente ate chegar a pressão de 1000 hpa. Temperatura potencial equivalente. (Te) E o valor que toma a temperatura potencial do ar, quando essa absorve o calor de condensação de todo o vapor que a acompanha Se o vapor se condensa a 1000 hpa depois de levar o ar, por via adiabática, a essa pressão, temos então, a Temperatura equisaturada. (linha verde de traços ou de ração de mistura saturada) E se o vapor se condensa a pressão inicial p, então, resulta a chamada temperatura equipotencial Lc=2.5MJkg -1 e Cp=1KJKg -1 K -1 MDJMO_MS 5 MDJMO_MS 6 θ 1

2 Pressão de vapor saturante (e s ) È a pressão parcial em que o vapor de água contribuiria a pressão atmosférica total, se o ar estiver saturado ( e)- È a parte da pressão atmosférica devida a presença de vapor Temperaturas Níveis MDJMO_MS 7 MDJMO_MS 8 Nível de congelamento È o nível menor da sondagem com temperatura de 0 C. (Se a Tª da superfície for 0ªC, então é este nível da superfície o nível de congelamento.) A altura em que a temperatura do termómetro molhado atinge 0 C é muito bem correlacionada com o grau de severidade da tempestade: Se for abaixo de 1500m ou acima de 3500m, a ocorrência de granizo e ventos fortes é muito baixa. Se for cerca de 2500m acima da superfície, há grandes possibilidades de ventanias e granizo. LCL Nível de condensação ascendente Chamamos assim, a altura na qual uma partícula de ar chega a estar saturada quando se ascende adiabáticamente Este nível, para uma partícula de superfície se encontra sempre por baixo ou a mesma altura que o CCL; pois quando o gradiente é ou pode chegar a ser adiabático seco desde a superfície a base da nuvem o LCL e o CCL se identificam no mesmo ponto MDJMO_MS 9 MDJMO_MS 10 CCL Nível de condensação convectiva É a altura que uma partícula de ar, suficientemente aquecida desde a superfície ascendera adiabaticamente até a saturação. No caso mas comum. Isto representa a altura a altura da base da nuvem cumuliforme que se produzirá pela convecção termal de uma superfície quente Temperatura convectiva è a temperatura que a superfície deveria alcançar para provocar a formação de nuvens convectivas, pelo aquecimento solar das camadas de ar próximas a terra MDJMO_MS 11 MDJMO_MS 12 2

3 LFC Nível de livre convecção É a altura a que uma partícula de ar ascendente pela adiabática seca até ficar saturada e uma vez que se encontra aí, adiabaticamente saturada, consegue estar mas quente que o ar que a rodeia (menos densa). Logo a partícula continuara ascendendo livremente por cima deste nível ate conseguir ficar mais fria (mas densa) que o ar que a rodeia MCL Nível de condensação por mistura É a altura a que ocorre a saturação depois de que tenha misturado completamente uma camada. Se encontra buscando a intersecção da linha de ração de mistura saturada, através da ração de mistura media do estrato com adiabática seca media do estrato misturado MDJMO_MS 13 MDJMO_MS 14 Tropopausa Esta localizada perto de 250 hpa, neste nível é onde a taxa de variação (lapse rate), é muito mais estável devido a inversão por baixo da estratosfera próximo a este nível. Os ventos neste nível são máximos com velocidades de (100 kt) ocorrem nas proximidades do nível da tropopausa. EL Nível de equilíbrio È a altura onde a temperatura de uma partícula de ar ascendente volta a ser igual a temperatura que há rodeia MDJMO_MS 15 MDJMO_MS 16 MPL - maximum parcel level - Nível mas alto da parcela Quando um parcela passa o EL, a sua aceleração de ascensão diminui conforme se torna mais fria que o entorno, mais o seu momento ascendente pela impulsão continua até um nível mas alto. Para determinar a cima da nuvem, teremos que procurar uma área positiva superior ou igual a área negativa que desenvolve a partícula na sua ascensão Definição Distancia vertical entre 2 superfícies isobáricas RdTv Ln p z = g ( / p ) 1 2 A camada de espessura esta relacionada com a temperatura media virtual (Tv) onde: Z = espessura (m) Rd = Cte do ar seco = a temperatura media virtual (Tv) da camada p1 = pressão da camada inferior p2 = pressão da camada superior g = aceleração da gravedade THICKNESS - Espessura MDJMO_MS 17 MDJMO_MS 18 3

4 Avalição da estabilidade MDJMO_MS 19 Convective Available Potential Energy (CAPE) A energia cinética da parcela de ar, se esta saísse do nível de convecção espontânea (LCL) e alcançasse o topo da nuvem (EL), tendo em conta conta apenas a Impulsão. É um indicativa de como esta instável a atmosfera. A Tempestade é sustentada pelo impulsão proveniente das correntes ascendentes. À medida que calor latente é liberado com a condensação do vapor, há formação gotículas, que congelam quando super-arrefescidas ocorrendo deposição de vapor nos cristais de gelo. A impulsão é determinado pela diferença de temperatura da corrente ascendente e do ambiente multiplicado pela aceleração da gravidade, é uma medida local da aceleração da corrente ascendente, e é regulado pela estabilidade do ambiente e da turbulência entre a corrente ascendente e o meio seco. MDJMO_MS 20 Energia potencial convectiva disponível CAPE = g JKg -1 EL LCL W = max θ p θ a dz θ a ( 2CAPE) 0. 5 Temperatura Potencial da partícula e do ambiente Se relaciona com velocidade máxima vertical da partícula ascendente A magnitude real da força da corrente ascendente é determinada pela integral do impulsão que a corrente sofre à medida que sobe da base da nuvem até uma determinada altura na atmosfera. A impulsão integrada na atmosfera é chamado Energia Potencial convectiva Disponível (Convective available potencial energy) ou CAPE. No geral, quanto maior é o CAPE, maior é a força das correntes ascendentes. MDJMO_MS 21 W = ( 2CAPE ) 0. 5 max MDJMO_MS 22 MDJMO_MS 23 MDJMO_MS 24 4

5 O motivo pelo que CAPE é um parâmetro tau útil ma meteorología é que está directamente relacionada com a velocidade máxima potencial da corrente ascendente, Wmáx. Instabilidade latente Esta Eq. se deriva da eq. de momento vertical, ignorando os efeitos de mistura, carga de agua e presisão. Na realidade, devido a estas simplificações a Wmáx sobreestima o valor real da corrente ascendente por um factor de 2. Com esta eq., um valor relativamente alto de 2000 J/kg para CAPE resulta um valor de Wmáx de 63,2 m/s; depois de compensar pela sobreestimação, obtemos um valor Wmáx mais provável MDJMO_MS : não há instabilidade latente CAPE 0 2. : instabilidade pseudo-latente CAPE > 0 e CAPE < CIN 3. : instabilidade latente CAPE > 0 e CAPE > CIN MDJMO_MS 26 The convective inhibition (CIN) Representa a energia necessária para elevar uma parcela de ar até ao nível de convecção livre (LFC). Quanto maior for CIN, menor é a probabilidade de ocorrência de tempestades severas. CIN resulta, frequentemente, de uma inversão ou camada estável superior. Valores de CIN superiores a 200 J/kg inibem, significativamente o potencial convectivo. El resultado de todo esto es que la parcela de aire ascendente se vuelve más cálida y menos densa que el aire circundante. Con tal de que la ruta de ascenso a lo largo de la adiabática húmeda sea más cálida que el ambiente, la parcela de aire seguirá siendo menos densa que el aire circundante y continuará su movimiento vertical ascendente. Esta condición se denomina inestabilidad. En ausencia de inhibición convectiva que impida el ascenso de la parcela de aire, como en este ejemplo, el nivel de condensación pasa a ser el nivel de convección libre, o NCL. En presencia de inhibición convectiva, el nivel de convección libre puede ser más alto que el nivel de condensación por ascenso, pero nunca menor. MDJMO_MS 27 MDJMO_MS 28 Energia de inibição convectiva (CIN Convective Inibition Energy) (CIN) como trabalho para elevação de uma parcela de ar, temse que valores altos de energia de inibição convectiva indicam a necessidade de uma forçante mais intensa para o levantamento da parcela até o EL. Por outro lado, não havendo qualquer CIN, o disparo de convecção tende a ser generalizado, ocorrendo o consumo rápido da energia potencial convectiva e diminuindo a possibilidade de se obterem valores extremos de instabilidade convectiva LCL θz θ z CIN g dz = Z0 θ z Z 0 superfície MDJMO_MS 29 Índices de estabilidade Todos estão baseados sobre o conceito de instabilidade potencial; muitos são usados para a previsão de chuviscos tanto de aquecimento como de ascensão MDJMO_MS 30 5

6 Índice de Showalter- Showalter stability index (SSI Usa 3 parâmetros: a temperatura do ar, o ponto de orvalho em 850 hpa e da temperatura do ar em 500 hpa. Não deve ser usado em regiões montanhosas Após do LCL a partir de 850hPa, se segue pela adiabática saturada e estima a temperatura atingida em 500 hpa; o índice é dado pela subtracção dessa temperatura da temperatura efectivamente observada em 500hPa O SSI denota apenas a instabilidade da camada e tem valores negativos quando há humidade e calor no nível de 850 hpa e ar frio em 500 hpa. MDJMO_MS 31 SSI = * T 500 T 850 T 500 é a Temperatura em ºC a 500 hpa * T 850 é a temperatura, em ºC, que alcança o nível de 500 hpa por elevação forçada a partícula de 850 hpa Critérios Risco de chuviscos Trovoadas Trovoadas fortes 5 SSI 2 1 SSI 2 SSI p 3 MDJMO_MS 32 Índice de levantamento (Liftes) - LI É um parâmetro simples usado para caracterizar a quantidade de instabilidade num ambiente dado. LI quando a parcela que tem sido elevada é más fría que o ambiente no nível de 500 hpa, o valor de LI é positivo, as condições de impulsão hidrostático são negativas e a parcela descenderá Um valor de LI<0 indica a existência de um potencial para convenção, e os valores menores de -4 aumentam o potencial de convenção severa. Numa quantidade de nuvens convectivas as partículas começa ascender desde níveis próximos a superfície, dentro da camada planetária e não aos 850 hpa Conhecida a (T 500 ), LI se calculada por LI = T 500 T* T* é a temperatura em ºC, que alcança o nível de 500 hpa por elevação forçada uma partícula que tenha uma Tª e humidade iguais aos valores médios respectivos dos 100 hpa mais baixos da sondagem e partindo na sua ascensão do ponto médio do estrato inferior MDJMO_MS 33 MDJMO_MS 34 Critério o mesmo de SSI (+1,+3) algumas tempestades (-2,+1) boa probabilidade de trovoadas (-6,-3) tempestades severas < -6 possibilidade de tornado obs: se os valores de temperatura e humidade em 850hPa não forem representativos das condições na camada limite, é preciso enriquecer a análise para não cometer erros: por exemplo, se a camada de ar húmido for até um pouco abaixo dos 850hPa, o Showalter indicará uma estabilidade maior do que o real MDJMO_MS 35 Índice levantado Considera a camada inferior de aproximadamente 100hPa de espessura, na qual é considerada a previsão de temperatura e também é estimada a razão de mistura média. A partir daí se determina o LCL e segue pela adiabática saturada até 500hPa, tendo atingido uma certa temperatura; o índice é dado pela subtracção dessa temperatura da temperatura efectivamente observada em 500hPa, como no Showalter. Em geral, são menores do que o Showalter. MDJMO_MS 36 6

7 Melhor índice levantado Se utilizam duas ou mais na camada desde a superfície até 1600 m, sendo escolhido o mais instável de todos como representativo. Índice levantado modelado Análogo ao índice levantado, se baseia em parâmetros derivados de análises ou previsões de modelos numéricos. Índice total Totais Dado pela soma de outros dois índices convectivos, o Vertical Totals e o Cross Totals. * Vertical totais: expressa o lapse rate entre duas superfícies, em geral 850 e 500hPa, sendo que usualmente desenvolvimentos convectivos têm este índice maior do que 26: Cross totals: combinação do teor de humidade nos baixos níveis com as temperaturas superiores; usualmente, valores maiores do que 18 indicam (mas não garantem) desenvolvimentos convectivos: CT = T d(850) - T (500) assim: Totals = [T (850) +T d(850) ] - 2T (500) VT = T(850) - T(500) MDJMO_MS 38 MDJMO_MS 37 Índice SWEAT É aconselhável chegar a valores críticos para este índice conforme a região de interesse; de modo geral, o valor crítico é 44. Deve-se ter cuidado ao utilizálo pois é possível que haja grande influência do lapse rate e não tanto do teor de humidade na camada, podendo levar a inferências erróneas. MDJMO_MS 39 O Severe Weather Threat Index é bastante elaborado, pois é computado a partir de 5 termos: humidade nos baixos níveis, pelo ponto de orvalho em 850hPa instabilidade, através do Totais jacto de baixos níveis, pelo vento em 850hPa jacto de altos níveis, pelo vento em 500hPa advecção quente, entre 850 e 500hPa d d ( ) SWEAT = 12T + 20 ITT V + V + 125( S + 0.2) ITT = T + T 2T MDJMO_MS 40 onde: - ITT é o valor do índice Totais; - S =seno (rumo do vento a 500 hpa - rumo do vento a 850hPa); - os termos negativos são levados para zero e valores acima de 250 hpa são considerados indicativos de condições significativas. cisalhamento forte Limitações favorece desenvolvimento T d850 >0ºC ITT>49 das correntes verticais e Omitir S se em Conseq. as trovoadas severas a) Se o rumo do vento a 500 hpa não esta entre 210 e 310 b) Se o rumo do vento a 850 hpa não esta 130 e 250 c) Se S<0 Critério trovoada com tornados trovoada com tornados deveis trovoadas severas com ou sem tornados trovoadas MDJMO_MS 41 >800 não há trovoadas O índice K (KI, K Index) Definição resulta de particular utilidade para identificar ambientes produtores de convenção e chuva forte. O Seu cálculo considera tanto o perfil vertical de humidade como o da temperatura. Não é necessário usar um diagrama obliquo T - log p, já que o valor se calcula simplesmente a partir das temperaturas nos níveis de 850, 700 e 500 hpa, e os pontos de orvalho nos níveis de 850 e 700 hpa. Quanto maior for a humidade e a diferença de temperatura entre os niveles de 850 e 500 hpa, tanto maior el KI e o potencial de convenção. Agravante e debilitante O índice K é uma ferramenta muito útil para diagnosticar o potencial de convenção. Sim embargo, não se pode usar para inferir a intensidade da convenção. Como o cálculo do KI requer dados do nível de 850 hpa, não se pode aplicar em regiões em altitude, onde a pressão em superfície é normalmente inferior a 850 hpa. MDJMO_MS 42 7

8 Procedimento para determinar o índice K num diagrama obliquo T - log p Na sondagem, leia a temperatura e o ponto de orvalho em 850 e 700 hpa, e a temperatura em 500 hpa. Use esses valores para calcular o índice K como segue: Índice K = (T T 500 ) + T d850 - (T T d700 ) Estimativa da cortante Se a pressão superficial < 900 hpa, use a temperatura e o ponto de orvalho em 800 hpa em lugar de 850 hpa. MDJMO_MS 43 MDJMO_MS 44 Cálculo da cortante - O nº de Richardson global BRN, Bulk Richardson Number É uma relação entre a impulsão hidrostático (medido com CAPE) e a cortante vertical do vento do entorno. Como já mencionamos, a força das correntes ascendentes está directamente relacionada com CAPE, enquanto que a estrutura da tormenta (por exemplo: multicelular, super célula, etc.) e o seu movimento estão relacionados com a cortante vertical. MDJMO_MS 45 MDJMO_MS 46 Este gráfico mostra os valores de BRN relacionados com o tipo de trovoada. Em geral, si o BRN < 10 o cisalhamento é mais intensa que a impulsão hidrostático e as trovoadas tendem a ser deslocadas pela cortante. Quando o BRN se encontra entre 10 e 35, o balaço entre a cortante e a impulsão vertical tende a favorecer as super celas. Quando o BRN > 50, a impulsão hidrostático domina sobre a cortante e é mais provável que se formem troboada isoladas o multi-celas. O número de Richardson global se calcula assim: BRN = CAPE / (0.5 * (u 6km - u 500m ) 2 ) Donde u 6km é o vento médio nos 6000 m inferiores u 500m é o vento médio nos 500 m inferiores. O BRN é difícil de calcular manualmente, geralmente se calcula se apresenta nos diagramas oblíquos T - log p gerados por um sistema informático. MDJMO_MS 47 MDJMO_MS 48 8

9 Curva adiabática Húmida EL Razão de mistura Saturada CAPE Curva adiabática seca LFC Isotérmica (ºC) CIN LCL T d T Isóbaras MDJMO_MS 49 9