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14.7: Previsão de tempestade - Geociências

14.7: Previsão de tempestade - Geociências


Prever tempestades não é fácil. Tempestades intensas também modificam seu ambiente, tornando as relações entre os ambientes pré-tempestade e a evolução da tempestade ainda mais difíceis de aplicar.

Muito parece depender do acaso, uma vez que somos incapazes de observar a atmosfera com a precisão necessária para descrevê-la completamente. Será que uma camada limite térmica ou um limite de massa de ar será forte o suficiente para ser o primeiro a romper a inversão de cobertura? Será que uma tempestade anterior criará uma explosão forte o suficiente para desencadear uma nova tempestade com sua rajada frontal? As nuvens altas se moverão sobre uma região, sombreando o solo e, portanto, reduzindo a instabilidade?

Tornados, granizo, chuva forte, relâmpagos e eventos de vento forte em linha reta podem ou não ocorrer, e também variam em intensidade, trajetória e duração dentro das restrições da tempestade original. As tempestades interagem de maneiras complexas com outras tempestades existentes e com o ambiente e o terreno, e podem desencadear novas tempestades.

Felizmente, a maioria das tempestades terrestres tem um ciclo diurno muito acentuado, porque a instabilidade atmosférica é fortemente modulada pelo aquecimento do solo pelo sol. As tempestades geralmente se formam no meio da tarde, são mais frequentes por volta do pôr do sol e costumam se dissipar durante a noite. Conforme esboçado na Fig. 14.76, o motivo é que o maior acúmulo de calor (e umidade) na camada limite ocorre não ao meio-dia, mas cerca de meia hora antes do pôr-do-sol.

Existem exceções notáveis ​​a este ciclo diário. Por exemplo, tempestades podem ser desencadeadas pelas Montanhas Rochosas no final da tarde e, em seguida, se propagam para o leste durante toda a noite para atingir o meio-oeste dos EUA com maior frequência por volta da meia-noite ao início da manhã.

Uma tempestade é definida como “forte”Nos EUA se tiver um ou mais dos seguintes:

  • tornados
  • ventos prejudiciais (e quaisquer ventos ≥ 25 m s – 1)
  • granizo com diâmetro ≥ 1,9 cm

O clima severo (causado por tempestades ou não) também inclui chuvas fortes que podem causar inundações repentinas. Todas as tempestades têm raios, por definição, portanto, raios não são incluídos na lista de elementos de clima severo, embora matem mais pessoas do que tornados, granizo ou ventos.

Nos EUA, a previsão do tempo convectiva severa é dividida em três intervalos de tempo: previsão, observação e advertência. Eles são definidos da seguinte forma:

  • panorama: uma orientação de previsão de 6 a 72 horas para regiões amplas. Tipos:
    • perspectivas convectivas: muito técnico
    • perspectivas de clima severo público: linguagem simples
  • ver: uma previsão de 0,5 a 6 h afirmando que o clima severo é favorável em regiões específicas chamadas caixas de relógio. Os tipos de relógio incluem:
    • relógio de trovoada severa (inclui tornados)
    • relógio de tornado
  • aviso: uma previsão de 0 a 1 h informando que o tempo severo já está ocorrendo e vindo em sua direção. Avisados ​​são cidades específicas, condados, corredores de transporte e pequenas regiões chamadas caixas de aviso.

    Os tipos de aviso incluem:

    • aviso de tempestade severa
    • Aviso de tornado

Métodos de previsão para advertências são principalmente nowcasts. Ou seja, espere até que o tempo severo já esteja ocorrendo, conforme observado por observadores humanos ou assinaturas de radar, ou encontre outras evidências indicando que o tempo severo é iminente. Em seguida, antecipe seu movimento nos próximos minutos e avise as cidades que estão no caminho.

Esses avisos são emitidos ativando sirenes de alerta da defesa civil e mensagens de alerta meteorológicas por rádio, notificando a mídia de notícias e conversando com planejadores de emergência locais, polícia e bombeiros. Embora os avisos sejam os mais úteis por causa dos detalhes sobre o que, onde e quando o tempo severo irá ocorrer ou está ocorrendo (Fig 14.77), eles também são as previsões de prazo mais curto, dando às pessoas apenas alguns minutos para buscar abrigo. O mais seguro tornado e vento de saída abrigos são subterrâneos em um porão ou vala, ou em um concreto armado especialmente projetado acima do solo sala segura.

Métodos de previsão relógios são essencialmente os métodos descritos anteriormente neste capítulo. Nomeadamente, a saída do modelo de previsão numérica de tempo (NWP) de curto prazo (0 a 24 h), sondagens de sondas brutas e satélites e análises de mesoescala de dados de estação meteorológica de superfície são analisados. Essas análises enfocam os quatro elementos necessários para a formação de tempestades no final do dia: alta umidade na camada limite; instabilidade condicional não local; forte cisalhamento do vento; e um mecanismo de gatilho para causar o levantamento inicial. Os índices e parâmetros descritos anteriormente neste capítulo aceleram a interpretação dos dados brutos. Para lidar com algumas das incertezas no comportamento de tempestades, previsões de tempo severas probabilísticas são produzidas usando métodos de conjunto (consulte o capítulo NWP).

No entanto, os relógios são um tanto vagos, sem capacidade de indicar quais cidades específicas serão atingidas e exatamente quando serão ameaçadas (a caixa INFO tem um exemplo de um relógio de tornado e o associado caixa de relógio gráfico). As pessoas na área de observação podem continuar suas atividades normais, mas devem ouvir os boletins meteorológicos e / ou observar o céu no caso de ocorrerem tempestades nas proximidades. Os relógios também ajudam as autoridades locais a se prepararem para os eventos por meio de mudanças no quadro de funcionários das organizações de gerenciamento de emergência e resgate (corpo de bombeiros, serviços de ambulância, hospitais, polícia) e implantação de observadores de tempestades.

INFORMAÇÕES • Um Tornado Watch (WW)

Urgente - transmissão imediata solicitada

Tornado relógio número 387

NWS Storm Prediction Center, Norman OK

245 PM CDT Quarta, 24 de maio de 2006

O NWS Storm Prediction Center emitiu um alerta de tornado para partes de

Iowa oriental

Centro para nordeste de Illinois

Extremo leste centro do Missouri

Em vigor nesta quarta-feira à tarde e à noite, das 245 às 13h CDT.

Tornados ... Granizo a 3 polegadas de diâmetro ... Rajadas de vento de tempestade a 70 mph ... E raios perigosos são possíveis nessas áreas.

A área de observação do tornado está aproximadamente ao longo de 75 milhas a leste e oeste de uma linha de 30 milhas a nordeste de Dubuque Iowa a 25 milhas a sudoeste de Salem Illinois [ver Fig. Abaixo]. Para obter uma descrição completa do relógio, consulte a atualização do esboço do relógio associado (WOUS64 KWNS WOU7).

Lembre-se ... Um relógio de tornado significa que as condições são favoráveis ​​para tornados e tempestades severas dentro e perto da área de observação. As pessoas nessas áreas devem estar atentas às condições meteorológicas ameaçadoras e ouvir declarações posteriores e possíveis avisos.

Outras informações do relógio ... Continue ... WW 385 ... WW 386 ...

Discussão ... O jato de nível médio oeste com mais de 50 nós se espalhará pelo extremo sul de Iowa / norte do Missouri durante a noite e aumentará o cisalhamento sobre a instabilidade moderada já existente em toda a WW. Espera-se que as supercélulas e os agrupamentos / linhas multicelulares organizados evoluam e se desloquem do oeste para o leste até o meio da noite. Grande granizo pode se tornar muito grande com núcleos mais fortes ... Com a ameaça adicional de tornado isolado acompanhando supercélulas mais persistentes durante a noite. Danos pelo vento também são prováveis.

Aviação ... Tornados e algumas tempestades severas com superfície de granizo e no alto a 3 polegadas. Turbulência extrema e rajadas de vento de superfície a 60 nós. Alguns cúmulos-nimbos com topos máximos até 50.000 pés. Vetor médio de movimento de tempestade de 260 ° a 25 nós.

[Cortesia do Storm Prediction Center, US Nat. Serviço de meteorologia, NOAA.]

Tabela 14-5. Lista alfabética de alguns índices de estabilidade de tempestades (CB), compilados deste capítulo e do próximo. Os asteriscos (*) indicam os índices abordados no próximo capítulo.
Abr.Nome completoUse para antecipar
BRNNúmero Bulk RichardsonTipo CB
BRN ShearBulk Richardson Number Shearprobabilidade de tornado

CAPA

Energia potencial convectiva disponível (SB = com base na superfície;

ML = camada média;

MU = mais instável;

n = normalizado)

Intensidade CB
CINInibição Convectivaforça da tampa
CPTPParâmetro de Cloud Physics Thunderprobabilidade de raio
DCAPEDowndraft CAPE *intensidade da explosão e da rajada
EHIÍndice de Helicidade de Energia *intensidade da supercélula intensidade do tornado
LFCNível de Convecção Livreprobabilidade de tempestade e tornado
ML LCLNível de condensação de elevação da camada médiadisponibilidade de umidade e intensidade CB
SRazão de redemoinho *tornados multi-vórtice
SCPParâmetro Composto Supercell *intensidade de supercélula e tornado
NAVIOParâmetro de granizo significativo *probabilidade de granizo
SRHHelicidade relativa à tempestade *rotação do mesociclone
STPParâmetro Tornado Significativo *intensidade do tornado
UHUpdraft Helicity *probabilidade da supercélula e comprimento do caminho do tornado

Perspectivas convectivas inclua uma declaração geral sobre o risco de que condições meteorológicas severas ocorram em amplas regiões abrangendo aproximadamente 350 x 350 km, muitas horas ou dias no futuro. Esses níveis de risco são:

  • Pouco (SLGT): são esperadas tempestades severas bem organizadas em pequeno número e / ou baixa cobertura. Especificamente: 5 a 29 relatórios de granizo ≥ 2,5 cm, e / ou 3 a 5 tornados e / ou 5 a 29 eventos de vento com velocidade do vento ≥ 25 m s–1.
  • Moderado (PQT): maior concentração de tempestades fortes e, na maioria das situações, maior magnitude de tempestades severas. Detalhes: ≥ 30 relatórios de granizo ≥ 2,5 cm, ou 6 a 19 tornados, ou numerosos eventos de vento (30 que podem estar associados a uma linha de tempestade, eco de arco ou derecho).
  • Alto (ALTO): um grande surto de clima severo é esperado, com grande cobertura de clima severo e maior probabilidade de clima extremo (ou seja, tornados violentos ou eventos de vento convectivo extremos em uma grande área). Detalhes: ≥ 20 tornados com pelo menos dois classificados como ≥ EF3, ou um derecho extremo causando ≥ 50 eventos de ventos fortes generalizados com vários ventos mais fortes (≥ 35 m s–1) e relatórios de danos estruturais.

Como você já viu, os meteorologistas criaram uma ampla variedade de índices e parâmetros para ajudar a prever a formação, intensidade e tipo de tempestade. A Tabela 14-5 resume os índices que foram discutidos anteriormente neste capítulo, bem como os índices do próximo capítulo. Muitos desses índices se integram a grandes porções da sondagem ambiental ou hodógrafo e são calculados automaticamente por programas de computador para exibição ao lado da sondagem plotada por computador.

Como nenhum índice provou ser o melhor, novos índices são criados, modificados e testados a cada ano. Algum dia, um único índice melhor pode ser encontrado.

O uso de índices para auxiliar na previsão do tempo severo tem uma longa tradição. Muitos índices mais antigos foram concebidos para cálculos manuais, portanto, eles usam dados em algumas altitudes importantes, em vez de integrá-los em toda a sondagem. A Tabela 14-6 lista alguns dos índices mais antigos e as diretrizes de previsão associadas.

A Tabela 14-7 compara os valores dos diferentes índices em relação aos elementos meteorológicos previstos. Esteja ciente de que esta tabela é altamente simplificada e que os limites entre as diferentes severidades de tempestade não são tão nítidos quanto a tabela sugere. No entanto, você pode usá-lo como um guia aproximado para interpretar os valores de índice que geralmente são impressos com sondagens plotadas ou mapas meteorológicos.

Tabela 14-6. Definição e interpretação de índices de estabilidade de tempestades mais antigos. Notação: T = temperatura ambiente (° C). Td = temperatura do ponto de orvalho ambiental (° C). Tps-> e = temperatura final de uma parcela de ar que começou com condições médias na altura s e depois subiu para a altura final e seguindo o adiabat seco até LCL e o adiabat úmido acima. M = velocidade do vento (m s–1) α = direção do vento (graus). Os subscritos fornecem a altitude de pressão. CB = tempestades.
Abr.Nome completoDefiniçãoValores e Interpretação
K ou KIÍndice KK = T85kPa + Td85kPa + Td70kPa - T70kPa - T50kPa

<20 CB improvável

20 a 30 chance de CB disperso

30 a 40 muitos CB; chuva pesada

> 40 CB; chuva muito forte

LIÍndice levantadoLI = T50kPa - Tp95-> 50kPa

> 2 CB improvável

0 a 2 CB apenas se o gatilho for forte

-3 a 0 CB fraco possível

-6 a -3 CB moderado provável

<-6 CB grave provável

SSIÍndice de Estabilidade ShowalterSSI = T50kPa - Tp85-> 50kPa

> 3 CB improvável

1 a 3 chuveiros fracos possíveis

-3 a 0 CB grave possível

Provável de -6 a -4 CB grave

<-6 CB grave provável

SUORÍndice de ameaça de clima severo

SUOR = 12 · Td85kPa + 20 · (TT - 49) + 4 · M85kPa + 2 · M50kPa + 125 · [0,2 + sin (α50kPa - α85kPa)]

onde TT = índice de totais totais.

Nota: mais regras definem alguns termos = 0

<300 CB improvável

300-400 Chance isolado CB grave

400-500 CB grave provável; e tornado possível

500-800 CB severo e provável tornado

TTÍndice de totais totaisTT = T85kPa + Td85kPa - 2 · T50kPa

<45 CB improvável

45 a 50 CB dispersos possíveis

50 a 55 CB provável; alguns severos

55 a 60 CB grave provável; provável tornado

Tabela 14-7. Relação aproximada entre os índices de tempestade e a intensidade da tempestade.
Severidade de trovoada (CB) e tornado (EF0 - EF5)
ÍndiceSem CBCB ordinárioMarginal SupercellSupercell, sem tornadoSupercell e EF0-EF1Supercell e EF2-EF5Unidades
BRN15070303030
BRN Shear730455570m2 s–2
CAPE (ML)9501205146018352152J · kg–1
CAPE (MU)17501850195021502850J · kg–1
CIN183512J · kg–1
EHI (ML 0-1km0.10.50.81.42.1
K15253545° C
LCL (ML)1.751.471.341.181.00km
LI+1.5–1.5–4.5–7.5° C
SCP01.13.55.911.1
Cisalhamento (0-6km)815222324em–1
SRH (0-1km)2070115155231m2 s–2
SRH-eficaz1660117166239m2 s–2
SSI+4.5+1.5–1.5–4.5–7.5° C
STP000.40.92.7
SUOR300350400450500
TT4247525762° C

Cisalhamento Vertical do Vento

Este é um exemplo de página de lição do Certificado de Realização em Previsão do Tempo oferecido pelo Departamento de Meteorologia do Estado da Pensilvânia. Qualquer dúvida sobre este programa pode ser dirigida a: Steve Seman

Prioritizar.

Ao concluir esta página, você deve ser capaz de definir o cisalhamento do vento vertical e discutir seu papel na previsão de convecção. Você também deve ser capaz de definir "cisalhamento em massa" e o limite no qual o cisalhamento em massa de 0-6 km é considerado forte, aumentando as chances de correntes de ar de tempestade sustentadas (incluindo supercélulas).

De todos os conceitos que você aprenderá neste curso, nenhum tem mais utilidade de previsão do que o seguinte princípio: O cisalhamento do vento vertical governa o modo (tipo) de tempestades. Assim, o cisalhamento do vento vertical é de grande interesse para os previsores de mesoescala. Depois de avaliar o padrão de escala sinótica de fundo e avaliar CAPE (e CIN), a fim de identificar as regiões Onde tempestades provavelmente serão iniciadas, os previsores rotineiramente voltam sua atenção para o cisalhamento do vento vertical para ajudá-los a avaliar quais tipos potenciais de tempestades se desenvolverão e qual a longevidade que podem durar. Ainda não cobrimos nenhum detalhe, mas você já me ouviu mencionar que correntes ascendentes rotativas e de longa duração geralmente se formam em ambientes com cisalhamento do vento vertical relativamente forte.

Para compreender a importância do cisalhamento do vento vertical, precisamos primeiro aprender como determinar o cisalhamento do vento vertical sobre um ponto fixo. Em seguida, apresentarei e discutirei as análises de atualização rápida de cisalhamento vertical do vento entre o solo e uma altitude de seis quilômetros, que, como você também aprenderá nesta seção, é uma camada crucial que os meteorologistas consideram sempre que as supercélulas são possíveis.

Para começar, como mencionei, cisalhamento do vento vertical é uma mudança na velocidade do vento e / ou direção do vento com a altitude. Para obter suas orientações quantitativas, verifique este perfil vertical de ventos, mostrando um ambiente com cisalhamento do vento vertical relativamente forte entre o solo e seis quilômetros. Observe que o vento direção não muda muito na camada, mas o aumento dramático do vento Rapidez com altura deve ser óbvio. Agora, compare o exemplo com cisalhamento vertical forte a um perfil vertical de ventos com cisalhamento fraco.

Então, como calculamos formalmente o cisalhamento do vento vertical? Dado que o vento é um vetor (tem direção e magnitude), podemos calcular o cisalhamento do vento vertical em qualquer camada de ar, tomando o vetor do vento no topo da camada menos o vetor do vento na parte inferior da camada ( subtração vetorial).

Logo de cara, você verá que o cisalhamento do vento vertical também é um vetor (a diferença entre dois vetores é um vetor). Como um vetor, o cisalhamento do vento vertical tem magnitude e direção. Sei que muitos de vocês não estão acostumados a trabalhar com vetores, mas podemos simplificar a subtração vetorial plotando os vetores do vento como mostrado abaixo.

No gráfico acima (denominado gráfico de "coordenadas polares"), os círculos representam a velocidade do vento expressa em nós e o intervalo entre os círculos sucessivos é de 10 nós. Os eixos horizontal e vertical servem de referência para uma bússola de vento, de modo que também podemos levar em consideração a direção do vento.

Para começar, vamos supor que queremos calcular o vetor de cisalhamento do vento vertical em uma camada de ar onde o vento no topo da camada sopra de oeste-noroeste (300 graus) a 40 nós, enquanto o vento na parte inferior de a camada sopra de oeste-sudoeste (250 graus) a 10 nós. Para traçar o vetor do vento no topo da camada, estimei 300 graus na bússola do vento e coloquei criteriosamente um pequeno ponto (não mostrado) no quarto círculo concêntrico da origem. Em seguida, desenhei o vetor correspondente ao vento no topo da camada (azulado) da origem até o ponto. Agora, para o vento na parte inferior da camada. Estimei 250 graus na bússola do vento e coloquei um ponto (não mostrado) no círculo mais interno e desenhei o vetor (em verde).

Para subtrair o vetor do vento inferior do vetor do vento superior, simplesmente desenhe um vetor da ponta da seta do vetor do vento inferior para a ponta da seta do vetor do vento superior. Sim, o vetor preto representa o vetor de cisalhamento do vento vertical na camada. Tem magnitude (35 nós) e direção (314 graus). Vou poupar você da trigonometria de como cheguei a essa resposta numérica específica, mas você pode pelo menos ver como o processo funciona graficamente. Também recomendo verificar esta ferramenta interativa que calcula automaticamente o vetor de cisalhamento do vento vertical para qualquer camada de ar. A exploração dessa ferramenta permitirá que você se sinta confortável ao tratar o cisalhamento do vento vertical como um vetor.

Agora que você tem uma ideia de como o cisalhamento do vento vertical é calculado, a grande questão é: "Que camada (ou camadas) da troposfera é (são) importantes para prever se haverá correntes ascendentes rotativas e de longa duração?"

Nuvem-camada de cisalhamento

A resposta à pergunta que acabei de fazer é o cisalhamento do vento vertical na "camada de nuvens" (a camada que envolve as nuvens convectivas que constituem as tempestades). Para o registro, cisalhamento da camada de nuvem é simplesmente a magnitude da diferença vetorial entre o vento na base da nuvem e o vento no topo da tempestade. Alguns aspectos do cisalhamento dentro da camada de nuvem são extremamente importantes para a previsão de tempestades. Primeiro, as correntes ascendentes podem ser persistentes (durar mais) quando o cisalhamento do vento em camadas profundas é suficientemente forte. Em segundo lugar, as correntes ascendentes podem começar a girar (podem se formar supercélulas) quando o cisalhamento do vento de baixo nível é suficientemente forte.

No entanto, as altitudes das bases e topos das nuvens (particularmente as últimas) variam de lugar para lugar e de vez em quando. Por exemplo, a fotografia abaixo mostra uma tempestade de base elevada, que recebe o nome de um LCL relativamente alto. Não surpreendentemente, as profundidades das tempestades também variam com a localização (topos mais altos no sul da Flórida em comparação com o sul do Canadá, por exemplo) e com a estação (topos mais altos no verão, por exemplo). As profundidades das tempestades também variam com o ambiente em escala sinótica (nenhuma surpresa também). Portanto, realizar um cálculo exato de cisalhamento da camada de nuvem é bastante desafiador.

Dados os desafios que existem no cálculo exato do cisalhamento da camada de nuvens, como os meteorologistas abordam a questão do cisalhamento vertical do vento quando se trata de prever convecção úmida e profunda? A fim de comparar os casos de um dia para outro, ou de um local para outro, os previsores contam com o cisalhamento do vento vertical entre o solo e seis quilômetros (geralmente abreviado de cisalhamento de 0-6 km ou cisalhamento sfc-6 km) como um padrão ferramenta. Claro, o cisalhamento de 0-6km não é realmente a mesma coisa que o cisalhamento da camada de nuvem, mas os meteorologistas costumam usá-lo como um proxy quando as atualizações de tempestade são baseadas na superfície (você aprenderá mais tarde na lição que algumas atualizações de tempestade não t realmente se originam na superfície).

Por que 0-6 quilômetros? Boa pergunta! Acontece que as simulações do modelo conduzidas por Weisman e Klemp na década de 1980 ajudaram a identificar a camada entre o solo e uma altitude próxima de seis quilômetros como fundamental para prever o tipo de tempestade. Se você estiver interessado, aqui está o clássico artigo de 1982 de Weisman e Klemp. Embora muito deste artigo esteja além do que cobrimos até agora, ao final do curso, você será capaz de compreender muito das descobertas de Weisman e Klemp! As simulações de Weisman e Klemp indicaram que as tempestades tendiam a ter curta duração sempre que os ambientes modelo careciam de cisalhamento do vento vertical profundo (o cisalhamento forte não se estendeu a altitudes próximas de seis quilômetros). Pesquisas empíricas posteriores confirmaram que o cisalhamento vertical precisa ser relativamente forte nos cinco ou seis quilômetros mais baixos da troposfera para que as supercélulas se formem.

Com esse pano de fundo fora do caminho, vamos dar uma rápida olhada em um exemplo. Em 5 de junho de 2009, a equipe VORTEX2 interceptou um tornado supercell em Goshen County, no sudeste de Wyoming (vídeo do YouTube). Em 22Z, a magnitude do cisalhamento do vento aproximadamente a oeste vertical entre o solo e seis quilômetros foi de aproximadamente 50 nós (consulte a análise 22Z abaixo do arquivo nacional do Storm Prediction Center - imagens de cisalhamento sfc-6 km estão listadas como "shr6 "). Em tempo real, você pode acessar campos regionais de cisalhamento de 0-6 km na página de Mesoanálise do SPC (no menu "Wind Shear").

A magnitude de cisalhamento de 50 nós entre a superfície e seis quilômetros sobre Wyoming é um cisalhamento "em massa" valor, o que significa que é o cisalhamento geral entre a parte superior e inferior da camada. Esses cálculos de cisalhamento "em massa" não levam em consideração as mudanças "internas" na velocidade e / ou direção do vento que ocorrem em altitudes intermediárias entre o solo e seis quilômetros. De acordo com o Storm Prediction Center, o limite de cisalhamento sfc-6 km que favorece correntes ascendentes sustentadas e persistentes (e possivelmente supercélulas) é de aproximadamente 35-40 nós, então o cisalhamento sobre o sudeste do Wyoming neste momento era bastante forte.

No entanto, você não deve pensar neste limite de 35-40 nós para correntes ascendentes e supercélulas sustentadas como um limite "rígido". Na verdade, atualizações persistentes e supercélulas posso às vezes acontecem com magnitudes mais baixas de cisalhamento de 0-6 km. Dadas as condições ambientais corretas, alguns analistas experientes começam a considerar a possibilidade de supercélulas quando o cisalhamento de 0-6 km atinge cerca de 20 nós, especialmente quando houve uma mudança bastante dramática no vento direção entre o solo e seis quilômetros (de sudeste próximo à superfície até oeste ou mesmo noroeste a seis quilômetros, por exemplo). Você aprenderá mais tarde que uma virada dramática dos ventos (mudança na direção do vento) na baixa troposfera é um ingrediente importante que favorece correntes ascendentes rotativas.

Não há dúvida de que uma magnitude de 20 nós para cisalhamento de 0-6 km está muito, muito abaixo dos limites que você verá citados pela maioria das fontes, mas pelo menos pensando sobre o possibilidade de supercélulas em tais ambientes ajuda a reduzir o elemento surpresa de supercélulas raras e "inesperadas". O resultado final é que a probabilidade de correntes ascendentes rotativas e sustentadas aumenta notavelmente perto dos 35-40 nós citados pelo SPC. Portanto, Eu recomendo fortemente que você use este limite mais aceito (35-40 nós) à medida que avançamos pelo resto do curso.

O resultado desta discussão é uma regra básica que você pode levar com você: todos os outros fatores sendo iguais, quanto maior o cisalhamento de 0-6 km, maior a probabilidade de tempestades contínuas e rotativas, especialmente quando há uma mudança dramática na direção do vento de o solo a seis quilômetros.

É claro que o cisalhamento do vento de 0-6 km não permanece "estático" no tempo. Está em constante evolução, dependendo do padrão de escala sinótica, e essas mudanças são uma grande consideração de previsão. Agora que estabelecemos a importância de variáveis ​​como CAPE / CIN, taxas de lapso ambiental e cisalhamento de 0-6 km, mudaremos de marcha para ver como o padrão de escala sinótica impacta esses campos. Antes de prosseguirmos, no entanto, tenha em mente que o cisalhamento do vento vertical não é apenas um problema na previsão de tempestades. Na verdade, os alunos interessados ​​podem querer verificar o Explore mais seção abaixo para ver como o cisalhamento do vento vertical desempenhou um papel em uma tragédia nacional.

Explore mais.

O cisalhamento do vento vertical é crítico na previsão de tempestades, mas também tem muitas outras aplicações de previsão importantes. Em um exemplo extremo da importância do cisalhamento do vento vertical, poderíamos dizer que o forte cisalhamento do vento vertical contribuiu para uma tragédia nacional. Em 28 de janeiro de 1986, o Ônibus Espacial Challenger foi lançado do Centro Espacial Kennedy. Abaixo está a sonda 12Z nas proximidades de Cabo Canaveral, Flórida, na manhã do lançamento. Observe as condições superficiais muito frias (temperaturas abaixo de 0 graus Celsius ou 32 graus Fahrenheit), bem como o significativo cisalhamento do vento vertical presente (particularmente mudanças na velocidade do vento).

As condições de frio e forte cisalhamento do vento vertical conspiraram com deficiências estruturais para fazer com que o ônibus espacial se desintegrasse 73 segundos após o lançamento. Todos os sete membros da tripulação foram mortos enquanto milhões assistiam na televisão. Em 2021, o Dr. Jon Nese produziu o recurso para o programa Weather World do Penn State Meteorology Department, que descreveu o impacto do clima no desastre (abaixo).


Medições e ideias como base para a previsão do tempo

As observações de poucos outros empreendimentos científicos são tão vitais ou afetam tantas pessoas quanto aquelas relacionadas à previsão do tempo. Desde os dias em que os primeiros humanos se aventuraram em cavernas e outros abrigos naturais, indivíduos perceptivos com toda a probabilidade tornaram-se líderes por serem capazes de detectar os sinais da natureza de neve, chuva ou vento iminentes, na verdade, de qualquer mudança no clima. De posse dessas informações, devem ter tido maior êxito na busca por alimentação e segurança, grandes objetivos da época.

Em certo sentido, a previsão do tempo ainda é realizada basicamente da mesma maneira que era pelos primeiros humanos - ou seja, fazendo observações e prevendo mudanças. As ferramentas modernas usadas para medir temperatura, pressão, vento e umidade no século 21 certamente os surpreenderiam, e os resultados obviamente são melhores. No entanto, mesmo a previsão calculada numericamente mais sofisticada feita em um supercomputador requer um conjunto de medições da condição da atmosfera - uma imagem inicial de temperatura, vento e outros elementos básicos, algo comparável àquela formada por nossos antepassados ​​quando olharam para fora de suas habitações nas cavernas. A abordagem primitiva envolvia insights baseados na experiência acumulada do observador perceptivo, enquanto a técnica moderna consiste em resolver equações. Embora aparentemente muito diferentes, existem semelhanças subjacentes entre as duas práticas. Em cada caso, o previsor pergunta "O que é?" no sentido de "Que tipo de clima prevalece hoje?" e então procura determinar como isso mudará a fim de extrapolar o que será.

Como as observações são tão críticas para a previsão do tempo, um relato das medições meteorológicas e da previsão do tempo é uma história em que as ideias e a tecnologia estão intimamente interligadas, com pensadores criativos tirando novos insights das observações disponíveis e apontando para a necessidade de novas ou melhores medições, e tecnologia que fornece os meios para fazer novas observações e para processar os dados derivados das medições. A base para a previsão do tempo começou com as teorias dos antigos filósofos gregos e continuou com os cientistas da Renascença, a revolução científica dos séculos 17 e 18 e os modelos teóricos dos cientistas atmosféricos e meteorologistas dos séculos 20 e 21. Da mesma forma, fala do desenvolvimento da ideia “sinótica” - caracterizar o clima em uma grande região exatamente ao mesmo tempo, a fim de organizar informações sobre as condições prevalecentes. Na meteorologia sinótica, as observações simultâneas para um tempo específico são plotadas em um mapa para uma área ampla, por meio do qual uma visão geral do tempo naquela região é obtida. (O termo sinóptico é derivado da palavra grega que significa "visão geral ou abrangente".) O chamado mapa meteorológico sinóptico veio a ser a principal ferramenta dos meteorologistas do século 19 e continua a ser usado hoje em estações meteorológicas e na televisão. relatórios em todo o mundo.


14.7: Previsão de tempestade - Geociências

Como você deve se lembrar do módulo, Princípios de Convecção I: Flutuação e CAPE, quando o cisalhamento do vento vertical é fraco, a flutuabilidade é o controle dominante em correntes ascendentes e descendentes convectivas. No entanto, conforme a resistência ao cisalhamento aumenta, os ventos ambientais interagem com as correntes ascendentes e descendentes das tempestades e podem influenciar fortemente a organização e a longevidade da tempestade convectiva. Por exemplo, essas figuras mostram os retornos simulados do radar para uma série de tempestades modeladas que evoluíram sob diferentes condições de cisalhamento do vento vertical.

O objetivo deste módulo é apresentar a influência que o cisalhamento do vento vertical tem no comportamento de tempestades convectivas. A principal ferramenta para avaliar o cisalhamento do vento vertical é o hodógrafo, como aquele mostrado no canto inferior esquerdo dos gráficos. Este módulo usa hodógrafos e pressupõe que você tenha um conhecimento básico de interpretação de hodógrafos. Para saber mais sobre hodógrafos, consulte o Princípios de Convecção II: Usando Hodógrafos módulo.

2. Como funciona o cisalhamento - interações da piscina fria

O cisalhamento vertical do vento influencia a organização da tempestade, aumentando a capacidade de um fluxo de saída de tempestade (ou piscina fria) para desencadear novas tempestades. Por si só, uma piscina fria só pode desencadear novas células se o movimento ascendente em sua borda de ataque puder elevar o ar quente para seu LFC. Em um ambiente uniforme, quando o cisalhamento do vento vertical é fraco, nenhuma parte da frente de rajada favorece especialmente o crescimento de novas células. Claro, uma vez que a atmosfera geralmente NÃO é uniforme, geralmente há áreas ao longo do limite de fluxo de saída onde o ar mais quente levantado pode alcançar mais facilmente o LFC.

À medida que aumenta o cisalhamento do vento vertical, a interação entre o cisalhamento e a piscina fria torna-se um fator adicional que pode melhorar a elevação em um flanco de tempestade preferido. Esse levantamento aprimorado ocorre mesmo em um ambiente relativamente uniforme. Podemos descrever essa interação cisalhamento / piscina fria por meio do conceito de vorticidade horizontal.

[Para saber mais sobre a origem da piscina fria, consulte o módulo Princípios de Convecção I: Flutuação e CAPE.]

2.2. Vorticidade horizontal

Um perfil de vento vertical cortado leva à vorticidade horizontal na atmosfera. Podemos visualizar essa vorticidade se imaginarmos uma roda de pás colocada paralela à direção do cisalhamento. Lembre-se, a roda de pás é apenas uma ferramenta para visualizar a vorticidade e o ar do ambiente não realmente gira em torno de um eixo horizontal.

2.3 A piscina fria que se espalha

Os gradientes de flutuabilidade horizontal geram vorticidade horizontal. Neste exemplo de uma poça fria de espalhamento, a vorticidade horizontal negativa é gerada ao longo da borda direita da poça fria de espalhamento e a vorticidade horizontal positiva é gerada na borda esquerda.

Barra lateral: Como posso saber se a vorticidade é positiva ou negativa?

Você pode determinar facilmente se a vorticidade é positiva ou negativa usando a regra da mão direita. Curve os dedos da mão direita como a seta circular da figura. Se o seu polegar apontar para a página, a vorticidade é positiva. Você também pode imaginar que o sinal de mais representa as penas da cauda de uma seta apontando para a página.

2.4 Interações de regiões de vorticidade

Para ver como a vorticidade associada ao cisalhamento do vento vertical pode melhorar a elevação em um flanco preferido da piscina fria, precisamos examinar as propriedades gerais da vorticidade. Em particular, precisamos examinar como o fluxo geral é influenciado pela interação de diferentes campos de vorticidade.

Por exemplo, se regiões positivas e negativas de vorticidade horizontal de igual magnitude e tamanho existirem próximas umas das outras, o movimento ascendente produzido para a direita do vórtice negativo e para a esquerda do vórtice positivo será aditivo, levando a um forte jato de movimento vertical entre os vórtices.

No entanto, se um vórtice for mais forte do que o outro, o ar entre os vórtices será preferencialmente arrastado sobre o vórtice mais forte.

2.5 Pergunta: Poça fria e interações de vorticidade ambiental

Agora, vamos aplicar essa propriedade de vorticidade a uma piscina fria hipotética. Sem qualquer cisalhamento vertical do vento, a vorticidade horizontal na borda da piscina fria arrasta o ar para cima e sobre a piscina fria igualmente em todos os lados. Quando há cisalhamento do vento vertical de baixo nível (conforme mostrado pelos vetores do vento ao lado do diagrama), um lado da piscina fria será o preferido para levantamento profundo. Você pode determinar de que lado ficará?

Clique no botão que indica o lado preferido da piscina fria para levantamento mais profundo.

Responder: Como a animação da roda de pás nos mostrou, o cisalhamento do vento vertical de baixo nível pode ser interpretado como uma camada de vorticidade horizontal. Portanto, neste exemplo, a vorticidade ambiental tem o mesmo sinal que a vorticidade criada pela poça de frio em seu lado ascendente, mostrado no lado esquerdo da figura. A influência aditiva de ambas as regiões arrasta o ar para cima e sobre a piscina fria, produzindo uma elevação líquida mínima. No entanto, no lado de redução, à direita, a vorticidade ambiental e a vorticidade induzida pela poça de frio têm sinais opostos. Isso produz um jato de ar mais vertical, resultando em um levantamento mais profundo.

2.6 Modelagem de poças frias / interações de cisalhamento

A quantidade de elevação produzida no lado de cisalhamento de uma piscina fria é otimizada quando a vorticidade horizontal associada ao cisalhamento do vento vertical ambiente é aproximadamente igual em magnitude e profundidade da camada à vorticidade horizontal produzida pela piscina fria.

Este efeito é mostrado aqui em um conjunto de simulações numéricas bidimensionais em que uma poça fria pode se espalhar em condições com três perfis de cisalhamento do vento verticais diferentes. Os contornos da temperatura de cor representam as temperaturas mais frias da poça fria que se espalha, e os vetores do vento ilustram os ventos ambientais e os padrões de fluxo alterados. Os vetores de vento são apresentados em um quadro que se move aproximadamente com a piscina fria a 20 m / se são apresentados a cada 700 m de altura e a cada 2.000 m horizontalmente.

Se a vorticidade da piscina fria for muito mais forte do que a contribuição de cisalhamento, o ar ambiental será elevado apenas até a altura da piscina fria e, em seguida, arrastado para a retaguarda.

Piscina fria equilibrada e cisalhamento do vento

Se a vorticidade da piscina fria e as contribuições de cisalhamento estiverem quase equilibradas, um jato vertical de ar é produzido e eleva tanto o ar ambiente quanto o ar frio da piscina muito mais alto do que a altura da piscina fria. Este é o caso ideal para levantamento profundo.

Se as contribuições de cisalhamento forem maiores do que as contribuições da poça fria, o ar à frente da poça fria será arrastado para cima e depois para baixo. O cenário produz menos sustentação do que o caso ideal de cisalhamento balanceado e vorticidade de poça fria.

Os resultados das interações poça fria / cisalhamento podem ser previstos pela razão entre a resistência da poça fria, dada pela velocidade de propagação, e a força do cisalhamento do vento vertical de baixo nível. Podemos determinar a resistência ao cisalhamento encontrando a diferença entre o vento de superfície e o vento a 2,5 km (8 kft) AGL. Esta é a profundidade na qual o cisalhamento do vento vertical interage mais efetivamente com a piscina fria. Conforme mostrado, o estado ideal para levantamento de piscina fria ocorre quando essa proporção está perto de 1.

2.7 Perguntas frequentes sobre processos de piscina fria / cisalhamento

FAQ 1. Quanto cisalhamento de baixo nível é necessário para melhorar significativamente a elevação da piscina fria e a regeneração celular?

Em latitudes médias, o LFC tende a ser alto e as piscinas frias são bastante fortes. Tesouras de vento verticais de 5 m / s ao longo dos 2,5 km (8 kft) AGL mais baixos são geralmente muito fracas para aumentar significativamente a elevação. Tesouras de 10-20 m / s acima desta profundidade, entretanto, geralmente são suficientes para promover um levantamento mais profundo. O levantamento aprimorado leva a uma regeneração celular aprimorada ao longo do lado de cisalhamento da piscina fria. O cisalhamento acima de 2,5 km também melhora a elevação ao longo do lado de cisalhamento para baixo da piscina fria.

Em ambientes tropicais, o LFC tende a ser baixo e as piscinas frias são significativamente mais fracas. Em ambientes úmidos, 5 m / s de cisalhamento de baixo nível podem ser suficientes para aumentar significativamente a ativação de novas células ao longo do lado de cisalhamento da piscina fria.

FAQ 2. A convergência de superfície é freqüentemente usada para medir o potencial de desencadear uma nova convecção. A força da convergência da superfície produzida nas bordas de uma poça fria em expansão é um bom indicador da provável profundidade do levantamento da poça fria?

Responder Não, não necessariamente. Uma dada magnitude de convergência de superfície nos diz pouco sobre o levantamento líquido que um pacote experimentará. É possível ter uma convergência de superfície muito forte em um ambiente de cisalhamento fraco que produz levantamento de rede mínimo devido à circulação de poça fria esmagadora. Alternativamente, uma convergência de superfície muito mais fraca em um ambiente fortemente cisalhado pode produzir muito mais levantamento líquido devido às interações poça fria / cisalhamento.

3 Como funciona o cisalhamento - interações de atualização

Nesta seção, discutiremos como o cisalhamento do vento vertical interage com as correntes ascendentes para organizar ainda mais as tempestades. Obviamente, o cisalhamento do vento vertical cria uma inclinação ascendente, como a vista nesta foto. Embora estejamos enfatizando como o cisalhamento do vento vertical pode aumentar a organização da tempestade, devemos primeiro lembrar que o cisalhamento do vento vertical inicialmente retira energia da corrente ascendente. Na verdade, se a força da corrente ascendente for fraca em comparação com a força do cisalhamento do vento vertical, a nuvem em desenvolvimento pode ser dilacerada e nunca se transformar em uma tempestade.

3.2 Momento horizontal e inclinação de atualização

O momento vertical da corrente de ar é transferido para a corrente horizontal fazendo com que a corrente de ar incline. A magnitude da inclinação depende tanto da força do cisalhamento do vento vertical quanto da força da corrente ascendente. Para uma determinada quantidade de cisalhamento, uma corrente ascendente mais forte e flutuante não se inclinará tanto quanto uma corrente ascendente mais fraca simplesmente porque seu momento vertical será maior.

3.3 Vorticidade horizontal e inclinação do Updraft

A inclinação de atualização pode tb ser explicada através do uso de vorticidade horizontal.

À medida que a corrente ascendente aumenta, a vorticidade horizontal é gerada continuamente ao longo de seus lados. Essa vorticidade é explicada pelo gradiente de flutuabilidade horizontal ao longo da corrente ascendente, assim como vimos nas bordas de uma poça fria que se espalha. O exemplo mostra que a vorticidade positiva é gerada no lado direito e a vorticidade negativa é gerada à esquerda. Em um ambiente sem qualquer cisalhamento do vento vertical, a vorticidade horizontal positiva e negativa estão em equilíbrio e a corrente ascendente aumenta verticalmente.

Quando o cisalhamento do vento vertical é profundo, a vorticidade horizontal associada à camada de cisalhamento profunda aumenta a vorticidade horizontal associada ao gradiente de flutuabilidade na corrente ascendente. Isso faz com que a tempestade se incline para o lado com o mesmo sinal de vorticidade horizontal que o ambiente. Em outras palavras, a tempestade se inclina na direção do vetor de cisalhamento ou & quotdeslizamento & quot.

3.4 Criação Dinâmica de um Gradiente de Pressão Horizontal

Agora vamos considerar outro efeito causado pela interação do cisalhamento e a corrente ascendente. Quando o fluxo ambiental é parcialmente bloqueado pela coluna de corrente ascendente, ele cria um efeito dinâmico de cisalhamento ascendente de alta pressão relativa e corte descendente de baixa pressão da corrente ascendente.

À medida que os pacotes aéreos sobem em um ambiente fragmentado, esse gradiente de pressão de alta para baixa na corrente ascendente é o que realmente faz com que os pacotes aéreos se inclinem para baixo, criando a inclinação da tempestade. Lembre-se de que nas páginas anteriores também explicamos a inclinação da tempestade em termos da influência da vorticidade horizontal e da transferência de momentum através da corrente ascendente.

4. Tempestades isoladas e cisalhamento

O cisalhamento do vento vertical (ao invés da flutuabilidade) tem o controle mais fundamental na organização convectiva. A estrutura e a evolução da tempestade são afetadas quando o cisalhamento modula a quantidade de sustentação produzida pela poça fria ou quando influencia a capacidade de uma corrente ascendente de desenvolver rotação. Como mostraremos, a profundidade de cisalhamento, a resistência e a forma do perfil de cisalhamento no hodógrafo podem criar diferenças significativas na tempestade convectiva e na evolução do sistema de tempestade.

Este esquema mostra o ciclo de vida de uma célula comum típica composta apenas de líquido sem gelo. As cores representam retornos de radar hipotéticos. Ao longo de sua evolução, os máximos de eco aparecem empilhados verticalmente. Isso ocorre porque o cisalhamento do vento vertical é fraco e, portanto, o eco não é inclinado com a altura. Conforme a célula se dissipa, a frente de rajada avança para longe da célula original em todas as direções. O fluxo de saída pode iniciar um novo crescimento dependendo da altura do LFC, a profundidade da poça fria, variações de estabilidade e outros fatores. No entanto, na maioria das vezes, a elevação produzida pela frente de rajada em condições de cisalhamento fracas é insuficiente para gerar de forma consistente novas células por conta própria. Em um ambiente de cisalhamento fraco, as células comuns se movem na mesma velocidade e direção que o vento ambiental na camada de nuvem.

4.3 Multicélulas (ou sistemas de células múltiplas)

Este corte transversal mostra um sistema de células múltiplas maduro mostrando uma variedade de estágios de crescimento celular. Apenas uma bigorna permanece da célula mais antiga, rotulada Célula 1, que está localizada mais acima. Movendo-se para a direita no esquema, as células estão em estágios anteriores de seu ciclo de vida, com a célula mais nova, a Célula 5, localizada mais abaixo. Este padrão de evolução celular é uma característica distintiva de um sistema de células múltiplas organizado. Células individuais no sistema tendem a se assemelhar a células comuns em estrutura e evolução, com cada uma se movendo na velocidade do vento médio na camada de nuvem.

4.4 Estrutura de cisalhamento e multicélulas

Este esquema mostra que, em um ambiente moderadamente cisalhado, a frente de rajada associada a um sistema de células múltiplas ainda se espalha para fora, mas o crescimento de novas células é favorecido no lado de cisalhamento da piscina fria, onde a elevação é maior. Claro, novas células também podem ser iniciadas em outros pontos ao longo do limite de fluxo de saída, dependendo de fatores externos. Além disso, se os ventos de baixo nível forem fortes o suficiente, a frente da rajada não se espalhará simetricamente.

4.5 Papel da piscina fria em sistemas multicelulares

A interação entre a poça de frio e o cisalhamento de baixo nível ambiente modula fortemente a tendência de gerar novas células em sistemas de células múltiplas. Na ausência de outros mecanismos de força, os sistemas de células múltiplas mais fortes e mais duradouros ocorrem em ambientes caracterizados por forte cisalhamento do vento vertical de baixo nível. Lembre-se de que a condição ideal para a geração de novas células convectivas resulta quando a vorticidade horizontal induzida pela poça de frio equilibra a vorticidade horizontal associada ao cisalhamento do vento vertical de baixo nível ambiente no flanco de cisalhamento do sistema.

A interação entre uma corrente ascendente e um forte cisalhamento do vento vertical pode gerar um par rotativo de nível médio em uma tempestade crescente. Quando o cisalhamento do vento vertical é suficientemente forte, a rotação de nível médio e o forçamento de pressão associado podem ser grandes o suficiente para gerar novas correntes ascendentes nos flancos laterais da tempestade. (A rotação de nível médio também é gerada quando o cisalhamento forte é curvado, mas a curvatura favorece uma nova corrente ascendente de um lado ou do outro.) Em certas circunstâncias, essa rotação pode levar a uma corrente ascendente rotativa e sustentada. A corrente ascendente em rotação é uma característica primária das tempestades supercelulares, que costumam estar associadas a condições meteorológicas severas.

4.7 Evolução de cisalhamento e supercélula

Acabamos de ver que o cisalhamento do vento vertical combinado com flutuabilidade suficiente pode levar à formação de supercélulas. Além disso, a forma do perfil de cisalhamento, conforme representado em um hodógrafo, influencia fortemente a evolução da tempestade. Essas figuras mostram a evolução de três tempestades supercelulares diferentes emparelhadas com seus hodógrafos típicos. Todos os hodógrafos retratam ambientes fortemente cortados, mas com formas visivelmente diferentes. Omitimos propositalmente uma escala espacial porque os movimentos das supercélulas podem variar significativamente dependendo do perfil de cisalhamento do vento vertical. Eles podem viajar centenas de quilômetros ou, para certas combinações de cisalhamento, permanecem quase estacionários.

O cisalhamento direto forte tende a produzir um par de supercélulas espelhadas que se dividem.

Perfis de cisalhamento de vento com pelo menos essa curvatura no sentido horário, comum nas Grandes Planícies, são responsáveis ​​pela produção de supercélulas que se movem para a direita dominantes.

Ocasionalmente, o cisalhamento ambiental cria um hodógrafo curvo no sentido anti-horário, que favorece supercélulas dominantes de movimento para a esquerda.

Quanto cisalhamento do vento é necessário para a formação da supercélula?
___ & lt 15 m / s
___ 15-25 m / s
___ & gt 25 m / s

Responder: Ambos os estudos observacionais e de modelagem sugerem que magnitudes de cisalhamento do vento vertical total de 25 m / s ou mais ao longo do AGL de 4-6 km (13-20 kft) mais baixo (medido como o comprimento do hodógrafo sobre a profundidade da camada) são suficientes para gerar supercélulas. O cisalhamento do vento vertical & lt 15 m / s é geralmente insuficiente para produzir supercélulas. Ambientes com magnitudes de cisalhamento entre esses limites são menos certos, mas alguns processos supercelulares ainda são possíveis. Essas magnitudes limite se aplicam independente da forma do hodógrafo. Além disso, se o cisalhamento for muito raso (profundidades de 2-3 km ou menos), ele tende a promover uma linha de células em vez de supercélulas.

5. Sistemas de tempestade e cisalhamento

A convecção vem em muitas formas, além dos tipos de tempestade isolados que já discutimos. Alguns tipos de sistemas convectivos clássicos incluem linhas de instabilidade, ecos de arco e complexos convectivos de mesoescala (MCCs). Todas essas categorizações de tempestade são genericamente chamadas de sistemas convectivos de mesoescala (MCSs). Eles ocorrem em todo o mundo e durante todo o ano, conforme mostrado por este exemplo de eco de arco que causou danos e ocorreu perto da ilha de Kauai, Havaí, em novembro de 1995.

5.2 Linhas de cisalhamento e instabilidade

Na seção anterior, demonstramos que o cisalhamento do vento vertical tem uma influência controladora na forma e evolução das tempestades convectivas individuais. Ele também controla a evolução de sistemas maiores de tempestades? Absolutamente! As propriedades do MCS dependem fortemente da flutuabilidade ambiental e dos perfis de cisalhamento do vento. A força e a organização dos MCSs baseados na camada limite aumentam com maiores magnitudes de cisalhamento do vento vertical. O agente unificador mais significativo para MCSs baseados na camada limite é a piscina fria de superfície, com a evolução do sistema fortemente controlada pela interação entre a piscina fria e o cisalhamento do vento vertical ambiental de baixo nível.

5.3 Ambientes de linha de squall

As linhas de instabilidade são observadas para uma ampla gama de valores ambientais CAPE e de cisalhamento do vento vertical. No entanto, para um determinado CAPE, a resistência e a longevidade de um sistema aumentam com o aumento da profundidade e da resistência do cisalhamento do vento vertical. Os resultados da pesquisa mostram que os ambientes de linhas de instabilidade severas e não severas têm cisalhamento do vento vertical significativo, especialmente em níveis baixos. Em média, a magnitude do cisalhamento é ligeiramente mais forte para as linhas de instabilidade severas do que para as linhas não severas.

5.4 Evolução da Linha de Squall

Ao estimar o ambiente de cisalhamento de uma linha de instabilidade, esse componente do cisalhamento ambiental de baixo nível orientado perpendicular à linha exerce o maior controle sobre a estrutura e evolução da linha. Este gráfico mostra três linhas de instabilidade evoluindo em ambientes com perfis de cisalhamento idênticos. Ainda assim, por causa de suas orientações, é improvável que as linhas de instabilidade evoluam da mesma maneira. A linha superior provavelmente será um sistema forte e de longa duração porque todo o cisalhamento do vento é perpendicular à linha. Por outro lado, o sistema inferior não experimenta cisalhamento normal da linha, então provavelmente será um sistema mais fraco e de vida mais curta.

As linhas de instabilidade requerem alguma quantidade mínima de cisalhamento do vento vertical para serem iniciadas?
___ sim
___ não

A resposta é não. As linhas de instabilidade não requerem o início do cisalhamento do vento, desde que algum mecanismo de força linear esteja presente. No entanto, aumentar o cisalhamento do vento vertical de baixo nível aumenta a organização e a longevidade das linhas de instabilidade, portanto, linhas de instabilidade severas geralmente estão associadas a cisalhamento de baixo nível mais forte.

Os ecos de arco, conforme rotulados pelo Dr. Fujita, são uma forma particularmente intensa de MCS. Muitas vezes começam como uma célula isolada forte ou pequena linha de células que evoluem para um segmento simétrico em forma de arco e, finalmente, para um eco em forma de vírgula. O processo ocorre ao longo de várias horas e, mais uma vez, o cisalhamento do vento vertical desempenha um papel importante no processo.

5.7 Ambientes de eco de arco

Os ecos graves de arco são mais frequentemente observados em ambientes com cisalhamento de baixo nível moderado a forte e CAPE muito alto. O índice elevado (LI) tem uma média de cerca de -8 K, o que geralmente indica um valor CAPE maior que 2500 J / kg. A 700 hPa, a velocidade média do vento é de 17 m / s.

Os ambientes de eco de arco e supercélula têm muita sobreposição, com ecos de arco frequentemente caracterizando os estágios posteriores de um evento de supercélula. Compare essas duas figuras. O ambiente representado na figura 1 produziu ecos de arco e uma supercélula, enquanto o ambiente representado na figura 2 produziu apenas ecos de arco. Os ecos de proa ocorrem principalmente em perfis de vento com forte cisalhamento vertical confinado a níveis baixos (mais baixos 2-3 km, ou 7-10 kft, AGL), enquanto as supercélulas ocorrem principalmente com perfis de cisalhamento mais profundos (forte cisalhamento estendendo-se até pelo menos 4-6 km ou 13-20 kft, AGL). Além disso, os ecos de proa tendem a se propagar na direção do vetor de cisalhamento do vento vertical de baixo nível (0-3 km ou 0-10 kft, AGL).

Embora os tipos de tempestade categóricos ofereçam um guia valioso para ajudar a antecipar a estrutura e o comportamento da tempestade para um determinado ambiente, deve-se também reconhecer que, na realidade, as complexidades do mundo real atuam para produzir um espectro contínuo de estruturas e evoluções de tempestade observadas. Haverá muitos casos que não se encaixarão perfeitamente em nenhum dos modelos conceituais apresentados. No entanto, ao avaliar o controle que o cisalhamento tem sobre a influência do tipo de tempestade e monitorar o cisalhamento do vento vertical em ambientes convectivos, podemos antecipar mais facilmente a gama de comportamentos de tempestade que são prováveis.


Sob pressão

Ao terminar esta página, você deve ser capaz de relacionar a pressão da superfície ao peso de uma coluna de ar acima de um ponto. Você também deve ser capaz de expressar pressão com as unidades adequadas e discutir a faixa típica de pressão ao nível do mar na Terra.

"Pressão. Empurrando para baixo em mim, pressionando você."

Essas letras vêm da música tema desta seção - "Under Pressure" do Queen (com David Bowie) de 1981. À medida que iniciamos nossas investigações sobre a pressão (e, em última instância, o vento), temos que começar com o básico. Para começar, o que é pressão? Sobre esse assunto, o Queen basicamente acertou em cheio. É uma força que empurra para baixo sobre mim e você (e tudo o mais). Mais formalmente, você deve se lembrar de uma aula de ciências do ensino médio que a pressão é definida como uma força por unidade de área.

Os meteorologistas estão preocupados com a pressão atmosférica - a pressão exercida pelas moléculas de ar. A pressão exercida por moléculas de ar em uma estação meteorológica é aproximadamente o peso do ar em uma coluna que se estende de uma área fixa no solo até o topo da atmosfera. Ao nível do mar, o peso de uma coluna de ar em uma polegada quadrada de área é de aproximadamente 14,7 libras, resultando em uma pressão do ar de 14,7 libras por polegada quadrada. Para uma perspectiva, isso equivale a um total força de mais de 1,5 toneladas apenas na área coberta por uma única base em um campo de beisebol (uma área de 15 polegadas por 15 polegadas). Surpreso?

Os meteorologistas normalmente não trabalham com pressão em libras por polegada quadrada, no entanto. A maioria dos barômetros domésticos (instrumentos para medir a pressão atmosférica), por exemplo, expressa a pressão em polegadas de mercúrio, que é baseada no barômetro de mercúrio. Os barômetros de mercúrio mediram a pressão depois que o ar foi evacuado de um tubo de vidro e a extremidade aberta do tubo foi imersa em um reservatório de mercúrio, permitindo que a pressão do ar force o mercúrio a subir no tubo de vidro. Ao nível do mar, a altura padrão da coluna de mercúrio é 29,92 polegadas. Mais comumente, os meteorologistas costumam trabalhar com pressão em unidades de milibares (abreviado como "mb"). Para referência, uma pressão atmosférica de 14,7 libras por polegada quadrada (quando a altura de um barômetro de Mercúrio seria de 29,92 polegadas) é igual a cerca de 1013 milibares.

A conexão entre a pressão da superfície e o peso de uma coluna de ar que se estende acima da superfície tem muitas consequências importantes. Para começar, os processos que reduzem o peso de uma coluna de ar também atuam para diminuir a pressão da superfície. Por outro lado, os processos que adicionam peso às colunas de ar agem para aumentar a pressão superficial. A evolução dos padrões horizontais de pressão do ar é crucial para a previsão do tempo, que é uma das razões pelas quais os meteorologistas prestam tanta atenção aos centros de maior e menor pressão nos mapas meteorológicos (normalmente marcados por um "H" azul e um "L" vermelho, respectivamente). Em um sentido muito geral, os sistemas de baixa pressão tendem a trazer tempo inclemente (nuvens e precipitação), enquanto os sistemas de alta pressão tendem a trazer tempo "bom" (sol e condições relativamente calmas).

O ponto principal aqui é que quando você ouve um meteorologista referir-se a um "sistema de baixa pressão", ele ou ela está realmente falando de um "peso leve". Em outras palavras, a coluna de ar acima do centro de uma baixa pesa menos do que qualquer uma das colunas de ar circundantes. Por outro lado, um sistema de alta pressão é um "peso pesado" porque a coluna de ar acima do centro da alta pesa mais do que qualquer uma das colunas de ar ao redor. Agora, devo salientar que a diferença de pressão entre um sistema de alta pressão comum e um sistema de baixa pressão bastante forte é de apenas cerca de cinco por cento. Na imagem à direita, por exemplo, a diferença entre o alto e o baixo rotulados é de apenas 32 milibares (1018 milibares - 986 milibares), então a diferença foi ainda menor que cinco por cento neste caso. Ainda assim, essas diferenças têm consequências muito importantes para o clima, como você aprenderá!

Para ter uma ideia da faixa de pressões no nível do mar, verifique o gráfico abaixo. Lembre-se de que a pressão padrão ao nível do mar é em torno de 1.013 milibares, enquanto um sistema de alta pressão muito forte no inverno pode medir em torno de 1.050 milibares. Por outro lado, um valor representativo para a pressão ao nível do mar no centro de um sistema de baixa pressão formidável que pode causar, por exemplo, neve pesada durante o inverno pode ser em torno de 960 a 980 mb.

A parte inferior da faixa observada de pressões ao nível do mar é povoada pelos "reis" de todos os sistemas de baixa pressão em nosso planeta - furacões (chamados de "tufões" em algumas partes do mundo). Furacões muito intensos podem fazer com que a pressão ao nível do mar caia perto de 900 milibares. Em 2017, por exemplo, em sua intensidade máxima, o furacão Maria teve uma pressão mínima ao nível do mar de 908 milibares. A tempestade mais tarde devastou Porto Rico, e seus ventos violentos destruíram completamente o radar NEXRAD Doppler da ilha (este pequeno vídeo destaca os danos de Maria em Porto Rico e inclui algumas imagens impressionantes dos danos ao radar, se você estiver interessado) . Um punhado de furacões e tufões em todo o mundo teve até mesmo a pressão do nível do mar cair um pouco abaixo de 900 milibares.

Em última análise, as pressões associadas a furacões muito intensos e sistemas de alta pressão muito fortes no inverno (mais de 1050 milibares) são muito raras. Como orientação geral, quase todas as pressões ao nível do mar estão entre 950 milibares e 1050 milibares, com a maioria das leituras de pressão ao nível do mar caindo entre 980 milibares e 1040 milibares.

Você deve manter esse intervalo em mente, porque ele será útil quando interpretarmos os dados de pressão de vários mapas. Você também deve ter notado que tive o cuidado de especificar a pressão "ao nível do mar" ao discutir os valores de pressão. Por que é que? Você descobrirá na próxima seção à medida que exploramos mapas de contorno de pressão (mapas de "isóbaras"). Leia.


14.7: Previsão de tempestade - Geociências

John P. Monteverdi
Universidade Estadual de São Francisco. São Francisco, CA

Charles A. Doswell III *
Laboratório Nacional de Tempestades Severas, Norman, OK

Gary S.Lipari
Universidade Estadual de São Francisco. São Francisco, CA

* Afiliação atual: Cooperative Institute for Mesoscale Meteorological Studies, University of Oklahoma, Norman, OK

Endereço do autor para correspondência:
John P. Monteverdi, Departamento de Geociências, San Francisco State University, 1600 Holloway Ave., San Francisco, CA 94132 [email protected]

ABSTRATO Um estudo de 39 tempestades não tornadas e 30 tornadas (compreendendo 25 tornados & # 147eventos & # 148. Conforme definido no texto) que ocorreram no norte e centro da Califórnia durante o período de 1990-94 mostra que a estratificação dos eventos mais fortes de tornados (associados com tornados F1 ou maiores) com base em 0-1 km e 0-6 km positivo e magnitudes de cisalhamento em massa é justificado estatisticamente. Os valores de cisalhamento para os eventos F0 mais fracos não puderam ser distinguidos estatisticamente dos valores de "fundo" calculados para os eventos de tempestade não tornádicos (nulos) observados durante o período. As magnitudes de cisalhamento calculadas para os eventos F1 / F2 sugerem que esses tornados se desenvolveram em um ambiente favorável à convecção de supercélulas. A previsão dos eventos de tornado com base nos limites de cisalhamento produziu uma alta probabilidade de detecção (POD) e uma baixa taxa de falsos alarmes (FAR), particularmente para os eventos mais fortes (F1 / F2). Embora o tamanho da amostra atual seja limitado e as conclusões tiradas dele devam ser consideradas preliminares, parece que os meteorologistas da Califórnia podem ser capazes de usar perfis de cisalhamento para distinguir dias em que há uma maior ameaça de tempestades produzindo tornados moderados e significativos. A flutuabilidade, conforme indicada pela energia potencial convectiva disponível com base na superfície (SBCAPE), foi fraca para cada uma das categorias e não houve diferenças estatisticamente significativas entre os valores de SBCAPE para cada uma das categorias. Assim, como acontece em outros lugares, a magnitude da flutuabilidade por si só parece não ter valor para prever se as tempestades na Califórnia serão tornadas.

(Nota: Tabelas e Figuras no final da página).

Tempestades tornádicas da Califórnia e suas contrapartes em outras partes do mundo em ambientes climatológicos semelhantes (por exemplo, Hanstrum et al. 1998) só recentemente foram submetidas a documentação sistemática. Na verdade, persistem noções preconcebidas de que as tempestades tornadas ou não são um problema de previsão na Califórnia ou são eventos "anormais" (ver Monteverdi e Quadros, 1994).
Embora os processos que interagem para produzir tempestades tornádicos na Califórnia não sejam únicos, os efeitos topográficos no Vale Central e nos vales costeiros atuam para aumentar a magnitude do cisalhamento do vento vertical localmente. Isso foi observado em estudos anteriores, mas apenas para um número limitado de casos (por exemplo, Monteverdi e Quadros 1994).

A fim de documentar o ambiente de cisalhamento e flutuabilidade nesta parte do estado de forma mais sistemática, a análise detalhada de 30 casos de tormentas de tormenta no norte e centro da Califórnia durante o período de 1990-94 apresentada em Lipari e Monteverdi (2000) (doravante referido como & quotLM & quot) foi complementado com um estudo dos 41 casos de tempestade não tornádica (doravante referidos como casos & quotnull & quot) que ocorreram durante o mesmo período. A maioria dos casos de tornado e todos os casos nulos ocorreram no Vale Central da Califórnia (Fig. 1).

O conjunto de dados LM foi expandido com os casos nulos para fornecer um & quotcontrole & quot nos casos de tornado. Originalmente, esperávamos fornecer aos meteorologistas da Califórnia uma maneira de distinguir os ambientes de flutuabilidade e cisalhamento associados a tempestades não tornadas daqueles associados a tempestades tornadas. A base para essa esperança vem dos poucos estudos na literatura que documentam os eventos recentes de tornados supercelulares nesta parte do estado. Embora nossa expectativa original permaneça não atendida com relação à flutuabilidade, há justificativa para otimismo de que valores de cisalhamento de baixo nível podem ser usados ​​para distinguir os eventos de tornado mais fortes.

Este estudo está organizado da seguinte maneira. Uma visão geral do padrão de escala sinótica típico associado a tempestades tornádicas no Vale Central é apresentada primeiro. Isso é seguido por uma discussão sobre as características de flutuabilidade e cisalhamento associadas tanto aos casos nulos quanto aos tornádicos de tempestade (ou bins). Os casos de tornado são estratificados em grupos ou compartimentos F0 e F1 / F2 com base em valores de cisalhamento. Finalmente, limites preliminares de previsão para distinguir tempestades tornádicas de não tornádicas são sugeridas com base em valores de cisalhamento positivo de 0-1 km e 0-6 km (ver a seção 3 para definição de cisalhamento positivo). Os objetivos da pesquisa em andamento são resumidos na seção final.

1 Todos os eventos & # 147null & # 148 no estudo foram tempestades observadas. Muitos ou a maioria dos eventos F1 / F2 foram associados a supercélulas e todos os eventos F0 foram associados a tempestades convectivas que podem ou não ter sido eletrificadas. Para simplificar, os autores usam o termo & # 147 convecção torácica & # 148 e & # 147 tormenta torácica & # 148 alternadamente no texto.

2. CALIFORNIA TORNADIC STORMS

A convecção tornádica no norte e centro da Califórnia geralmente se desenvolve sob as alturas relativamente baixas da tropopausa dos meses de inverno e primavera, em padrões que conduzem a tempestades convectivas com raízes na camada limite. Em tais ambientes flutuantes, a estação quente, a camada marinha de superfície coberta por inversão está ausente e as taxas de lapso são íngremes na camada limite. As sondagens correspondem à sondagem de Miller & quotTipo III & quot [para descrição ver Bluestein (1993, p. 453)] e são caracterizadas por taxas de lapso acentuadas em uma camada relativamente rasa na troposfera inferior sem camada estável significativa (geralmente referida como uma & quotinversão de cobertura & quot ) restringindo movimentos convectivos profundos. A flutuabilidade, estimada por parâmetros comuns como a Energia Potencial Convectiva Disponível (CAPE), é insuficiente. Como ocorrem geralmente em ambientes com flutuabilidade fraca (ou seja, em baixo CAPE), as tempestades que se desenvolvem em tal ambiente são geralmente de pico baixo, com níveis de equilíbrio tipicamente entre 4,5 e 10,6 km (

Análises climatológicas (Blier e Batten 1994) mostram que aproximadamente 80% dos tornados que ocorrem em todo o estado estão associados a danos de F0 ou F1. Este número é um pouco mais alto do que a fração média dos tornados F0 e F1 (cerca de 67%, ver Kelly et al. 1978) para todos os Estados Unidos. No norte e no centro da Califórnia, a maioria dos tornados ocorre nos Vales de Sacramento e San Joaquin (juntos conhecidos como Vale Central) e, em uma extensão muito menor, nos vales ao redor da Baía de São Francisco e outras seções costeiras (Blier e Batten 1994).

Muitos eventos de tornado que ocorrem nos vales de Sacramento ou San Joaquin estão associados a um padrão sinótico (Fig. 2) que atua para criar um ambiente de flutuabilidade e cisalhamento favorável para tempestades supercelulares. O padrão que favorece os eventos de tornado supercelular no Vale Central (e, até certo ponto, nos vales costeiros) foi inicialmente descrito em Monteverdi et al. (1988) e subsequentemente associada a outros casos de tempestades tornadas no estado (Braun e Monteverdi 1991 Monteverdi e Quadros 1994 Staudenmaier 1995 e Monteverdi e Johnson 1996). A documentação do radar de tais tempestades pode ser encontrada em Carbone (1983), Staudenmaier (1995), Monteverdi e Johnson (1996), Krudzlo (1998) e Monteverdi et al. (2001).

Muitos tornados do norte e do centro da Califórnia não se formam em associação com tempestades supercelulares isoladas. Por exemplo, tornados não supercelulares da Califórnia foram documentados em zonas de cisalhamento horizontal intenso ao longo das frentes (Carbone 1983) e em associação com a intersecção de padrões de eco de arco (Staudenmaier e Cunningham 1996). Tornados ou nuvens em funil também se formam quando tempestades não supercelulares isoladas interceptam vorticidade vertical preexistente relacionada a interações topográficas ou quando tais tempestades interceptam e inclinam circulações solenoidais ao longo dos limites de fluxo e brisa marinha (Blier e Batten 1994 Monteverdi et al. 2001). Os processos não supercelulares provavelmente respondem por uma proporção relativamente grande dos tornados observados em todo o estado (Blier e Batten 1994).

O ambiente de baixa flutuabilidade e alto cisalhamento associado à maioria dos eventos de tornádicos documentados no norte e centro da Califórnia (Braun e Monteverdi 1991 Monteverdi e Quadros 1994 Staudenmaier 1995 e Monteverdi e Johnson 1996) é semelhante ao observado por McCaul e Weisman (1996 ) para supercélulas tornádicas em ambientes de furacão. O perfil do vento apresenta forte cisalhamento de baixo nível nas camadas com grandes taxas de lapso e flutuabilidade substancial. Na maioria das vezes, as porções de baixo nível do hodógrafo são fortemente anticiclonicamente curvadas. Rotunno e Klemp (1982, 1985), Wicker e Cantrell (1996), e muitos outros mostraram que forças de gradiente de pressão de perturbação vertical induzidas dinamicamente (isto é, atribuíveis ao movimento do ar) associadas a um vetor de cisalhamento de vento de desvio localizado geralmente nas camadas de grande taxa de lapso e flutuabilidade substancial podem aumentar as forças de flutuabilidade por um fator de dois ou mais. Os efeitos combinados de flutuabilidade e essas acelerações induzidas dinamicamente podem ser responsáveis ​​por outras manifestações de clima severo (ou seja, granizo de tamanho severo, ventos de saída prejudiciais, etc.) frequentemente observados com tempestades de baixo topo da Califórnia.

Uma característica importante do padrão sinótico mostrado na Fig. 2 é que, embora o sistema frontal primário tenha passado pelas seções norte e central do estado, a superfície baixa (geralmente ocluída) está localizada sobre o noroeste do Pacífico. Além disso, o eixo principal do vale associado ao distúrbio da troposfera média e alta freqüentemente ainda não ultrapassou a costa. A posição dessas feições mantém um gradiente de pressão em escala sinótica que favorece o escoamento ao sul sobre o Vale Central, apesar da localização aparentemente desfavorável da frente fria sobre a porção sul do estado. O fluxo induzido topograficamente para sudeste também é promovido nos vales costeiros com este padrão.

O vale na troposfera média e superior, esquematicamente mostrado na Fig. 2, é geralmente associado a uma forte corrente de jato e favorece o cisalhamento de camada profunda significativa (por exemplo, 0-6 km) sobre a região. Freqüentemente, um jato associado à depressão (mostrado como isotaches esquemáticos na Fig. 2) é orientado de tal maneira que a região de saída esquerda, normalmente associada à divergência troposférica superior e grandes valores de movimento ascendente subsinóptico (por exemplo, Braun e Monteverdi 1991), está localizado sobre a área em que as tempestades se desenvolvem.

Os ventos de oeste-sudoeste à frente do vale na troposfera baixa a média são ortogonais à Cordilheira da Costa e estão associados a vales do lado sotavento na superfície na porção oeste do Vale Central. A canalização topográfica atua para criar um fluxo de superfície sudeste do eixo do vale, que separa o ar que se move para o norte de uma massa de ar que está diminuindo ao longo das encostas orientais da Cordilheira da Costa.

Os ventos de sudeste a leste da calha do lado sotavento no Vale Central desempenham um papel central na evolução do ambiente de flutuabilidade e cisalhamento na região. Os ventos de sudeste estão associados à advecção quente, que agem para desestabilizar o ambiente ao norte da frente fria em escala sinótica. O fluxo de sudeste também contribui para um perfil de vento de desvio através da troposfera média. Assim, o cisalhamento de baixo nível mais acentuado (por exemplo, 0-1 km) também está associado ao mais forte fluxo cruzado da montanha e ao cisalhamento da camada profunda mais forte (por exemplo, 0-6 km).

Os perfis de cisalhamento no Vale do Sacramento são posteriormente modificados pela topografia local. As características fisiográficas locais tendem a canalizar os ventos de superfície para que se tornem mais apoiados (por exemplo, ao norte de Sutter Buttes perto de Chico) do que os ventos predominantes do sudeste associados a este padrão. Finalmente, o fluxo através da montanha sobre a Sierra Nevada pode gerar um jato de barreira (Parish 1982) de cerca de 1.500 pés AGL, particularmente na metade oriental do Vale do Sacramento. A combinação de todos esses fatores pode criar perfis de cisalhamento muito favoráveis ​​para tempestades rotativas (Fig. 3).

Um fator adicional pode atuar para "focar" a desestabilização de mesoescala e perfis de cisalhamento favoráveis. À medida que a depressão troposférica média e alta progride em direção ao sul, o fluxo através da montanha cessa progressivamente de norte para sul. Isto é evidenciado na superfície como uma linha de mudança de vento acentuada (anotada na Fig. 2 como & quotSubsynoptic Trough & quot). A interseção entre este recurso e a calha do lado sotavento é frequentemente um foco de desenvolvimento de tempestade (mostrado como & quotA & quot na Fig. 2).

Assim, os processos associados a este padrão contribuem para a elevação vigorosa e o cisalhamento direcional e de velocidade de baixo nível aprimorado em áreas favorecidas, como a localização & quotA & quot mostrada na Fig. 2. Para tempestades em desenvolvimento em tal ambiente, as forças de perturbação de pressão não hidrostática resultantes geralmente atuam dentro da mesma camada (menor 600 mb) em que a maior parte da flutuabilidade é encontrada, aumentando ainda mais o potencial para fortes correntes ascendentes.

Durante o período de cinco anos 1990-1994, 30 tornados foram documentados no norte e centro da Califórnia. A amostra total incluiu 16 tornados classificados como F0, 13 tornados F1 e um tornado F2 (ver Fig. 1 e Tabela 1). Os 30 casos de tornado (numerados consecutivamente na Fig. 1 e Tabela 1) foram agrupados em & # 147tornado eventos & # 148 com base na proximidade de sondagem / hodógrafo usado na análise subsequente. Vários casos de tornado analisados ​​com base na mesma sondagem de proximidade / hodógrafo foram contados como eventos únicos. Essa metodologia resultou em 25 eventos de tornado (marcados consecutivamente na Tabela 1), compreendendo 30 tornados. As análises estatísticas nas seções 4 e 5 foram concluídas com base nesses eventos de tornado.

2 Apenas aqueles tornados que foram registrados em Storm Data foram incluídos neste estudo.

Uma vez que a maioria dos casos de tornado no norte e centro da Califórnia ocorrem no Vale Central, os casos & quotnull & quot foram definidos como todos os dias no período 1990-94 para os quais tempestades foram observadas em Sacramento (KSAC) (como representante do Vale do Sacramento) ou Fresno ( KFAT) (como representante do Vale de San Joaquin), mas nenhum tornado foi registrado no Storm Data. Tanto o KSAC quanto o KFAT tiveram observações de superfície de hora em hora durante o período. Quarenta e um casos nulos foram descobertos usando esta técnica (ver Tabela 2) e as sondagens estavam disponíveis para 39 deles. Curiosamente, 23 dos 25 eventos de tornado ocorreram na estação fria (novembro a abril), enquanto 18 dos 41 eventos nulos ocorreram na estação quente. O fato de que apenas 66 eventos totais ocorreram no período de estudo de cinco anos no norte e centro da Califórnia é ilustrativo da relativa raridade de eventos de tempestade em geral nesta parte da Califórnia.

As sondagens de proximidade foram construídas por modificação (descrita abaixo) da radiossonda operacional mais próxima para o tempo mais próximo da ocorrência do tornado ou tempestade (para os casos nulos). Os autores reconhecem que o que torna um som "representativo" do ambiente de proximidade de uma tempestade permanece sem solução. Brooks e outros (1994) resumem os perigos associados à tentativa de definir o "ambiente" convectivo com uma sondagem. O & quotambiente & quot pré -vectivo não é homogêneo e, uma vez que a convecção começa, ela altera seu entorno significativamente. Isso deixa claro que existem essencialmente dois caminhos que podem ser legitimamente seguidos: (1) usar a sonda mais próxima no espaço e no tempo, sujeito a algum conjunto de critérios sobre a distância espaço-tempo, ou (2) interpolar dados do ar superior ao local no tempo e no espaço do evento. Ambas as metodologias apenas tentam estimar as condições ambientais que surgem do ambiente em escala sinótica, em vez de tentar recriar as características reais de flutuabilidade e cisalhamento para o ambiente em microescala sempre variável em torno da tempestade em desenvolvimento. Seguimos a opção (1) neste estudo, assim como muitos outros (por exemplo, Davies-Jones et al. 1990, Brooks et al. 1994).

O Programa de Pesquisa e Análise Skew-T / Hodograph (SHARP) (Hart e Korotky 1991) foi usado para construir sondagens de proximidade e hodógrafos. As sondagens & # 147parent & # 148 foram 0000 ou 1200 UTC Oakland (KOAK), Medford (KMFR), Estação Aérea Naval de Lemoore (KNLC) ou radiossonda Vandenberg (KVBG), o que estiver mais próximo no espaço do tornado ou tempestade (para os casos nulos) eventos. As sondagens e hodógrafos foram criados inserindo o movimento vetorial de tempestade observada e os dados de superfície (T, Td, vento vetorial) da estação de informação de superfície mais próxima (ver Tabela 1) e para o tempo imediatamente anterior ao da tempestade tornádica no som observacional mais próximo do evento de tornado e no horário mais próximo do evento para os casos F0 e F1 / F2. Este critério garantiu que todas as ocorrências de tornado não estivessem a mais de 180 km (100 milhas náuticas) da sondagem observacional utilizada nas análises 4. Sondagens de proximidade de evento nulo e hodógrafos foram obtidos de maneira semelhante, exceto pela inserção da informação horária em KSAC (Sacramento) ou KFAT (Fresno) para a hora mais próxima no tempo de ocorrência de tempestade para os casos nulos (Tabela 2).

4 A maioria dos eventos de tornado ocorreu dentro de 3 h dos tempos de sondagem sinótica, embora vários ocorreram entre 4 e 6 h. Os autores percebem que esses últimos casos forçam o conceito de escala de tempo sinóptico. Mas, dado o número relativamente pequeno de eventos de tornado considerados neste estudo piloto, os autores mantiveram esses casos. Como será visto abaixo, mesmo essa maneira relativamente grosseira de definir as sondagens de & # 147proximidade & # 148 aparentemente capturou a essência das condições ambientais aproximadas pela escala sinótica do ambiente.

A flutuabilidade foi calculada com base no CAPE de uma parcela elevada à superfície (SBCAPE) e os parâmetros de cisalhamento do vento foram calculados a partir dos hodógrafos de proximidade. Camadas superadiabáticas baseadas na superfície que apareceram foram eliminadas assumindo condições adiabáticas secas desde a temperatura da superfície até a intersecção com a sondagem original.

Foram calculados dois tipos de valores de cisalhamento: cisalhamento positivo e cisalhamento em massa. O cisalhamento positivo 5 é definido como a soma das magnitudes de cisalhamento para segmentos do hodógrafo em que o vento vira ou é unidirecional com a altura (Johns et al. 1990, 1993). O cisalhamento positivo é maior para hodógrafos em que a magnitude do cisalhamento do vento é grande e o vetor de cisalhamento do vento muda com a altura (o hodógrafo é anticiclonicamente curvo), no Hemisfério Norte. O cisalhamento bruto é definido como a diferença vetorial entre o topo e a base das camadas específicas (0-1, 0-2, 0-3 e 0-6 km, todos AGL) atualizado com observações de superfície.

5 O termo "positivo" é usado para implicar que o sentido do cisalhamento seria criar vorticidade horizontal que pode ser convertida em vorticidade vertical positiva (ciclônica) pela corrente ascendente.

Hodógrafos curvos anticiclonicamente com magnitudes de cisalhamento de camada profunda suficientes estão associados tanto em resultados de modelagem quanto em observações de campo com supercélulas de propagação à direita que desenvolvem os mesociclones mais profundos e mais fortes (Weisman e Klemp 1982). Isso ocorre porque em ambientes caracterizados por hodógrafos fortemente curvos (no sentido anticiclônico), as forças de gradiente de pressão de perturbação vertical induzida por cisalhamento linear e não linear agem para promover o desenvolvimento contínuo da corrente ascendente no flanco direito da tempestade inicial, causando assim uma supercélula que se move fortemente fora do hodógrafo (Rotunno e Klemp 1982). Para um determinado comprimento do hodógrafo, a maior curvatura do hodógrafo resulta em forças de gradiente de pressão de perturbação dinâmica linear mais intensa, cisalhamento positivo mais significativo, maior desvio (isto é, fora do hodógrafo) movimento de tempestade e mesociclones mais fortes.

Embora com hodógrafos retos ou curvos, desenvolvem-se forçantes não lineares para forças de pressão de perturbação vertical dinâmica. Rotunno e Klemp (1982) e muitos outros mostraram que, para um hodógrafo curvo anticiclonicamente, forças adicionais de pressão lineares não hidrostáticas aumentam o desenvolvimento da corrente ascendente no flanco direito da tempestade. Assim, embora o cisalhamento "a granel" ou "diferença de vetor" para um hodógrafo reto e curvo de um determinado comprimento possa ser idêntico, o cisalhamento positivo geralmente é maior com hodógrafos curvos.

As forças de pressão dinâmica desempenham um papel muito importante em situações onde as tempestades se desenvolvem em ambientes de baixa flutuabilidade / alto cisalhamento positivo. As forças de pressão linear associadas aos fortes ambientes de cisalhamento caracterizados por hodógrafos curvos) promovem correntes ascendentes muito mais intensas (e rotativas) do que se poderia esperar, dada a pouca flutuabilidade sozinha. McCaul e Weisman (1996) comprovaram esses efeitos para tempestades relacionadas a furacões, assim como Wicker e Cantrell (1996) para & # 147mini-supercells & # 148 ocorrendo nas Grandes Planícies.

O cisalhamento positivo foi favorecido neste estudo por causa da relação do cisalhamento positivo com as forças do gradiente de pressão de perturbação vertical delineadas acima. Antecipamos que, com os hodógrafos fortemente curvos presentes nos padrões de tornádicos da Califórnia, o cisalhamento positivo forneceria uma estimativa significativa das situações em que os hodógrafos são mais favoráveis ​​para o desenvolvimento de tempestades supercelulares. Nenhum dos hodógrafos para os casos considerados neste estudo era curvado negativamente (ciclonicamente).

O cisalhamento bruto foi calculado porque é mais robusto (estatisticamente) do que o cisalhamento positivo. Os valores de cisalhamento positivos podem ser sensíveis a pequenas mudanças de curvatura no hodógrafo, enquanto os valores de cisalhamento em massa são relativamente resistentes a tais variações no hodógrafo. Além disso, os previsores que tentam avaliar o ambiente de cisalhamento do vento vertical podem calcular facilmente o cisalhamento em massa por subtração vetorial simples.

4. Valores médios de flutuabilidade

Quando os valores SBCAPE para os casos são agrupados em grupos de dados nulos, F0 e F1 / F2 (doravante referidos como & # 147bins & # 148) (Fig. 4), o valor mediano (perto do centro da & quot caixa & quot no gráfico) é inferior a 500 J kg-1 para cada uma das caixas. Como os dados não foram distribuídos normalmente, os autores usaram o teste de Mann-Whitney 6 (Johnson, 2000, pp. 314-317) para comparar os valores medianos de cada um dos bins. O teste falhou em mostrar quaisquer diferenças estatisticamente significativas nos valores medianos entre qualquer par de caixas. Assim, parece não haver justificativa estatística para estratificar os casos com base na SBCAPE - simplesmente não há relação entre a magnitude da flutuabilidade sozinha e o potencial para tempestades se tornarem tornadas. Observe que a maior flutuabilidade média e máxima ocorreram no bin nulo. Este resultado é inconsistente com as noções daqueles previsores que persistem em acreditar que a ameaça de tornados aumenta quando o SBCAPE aumenta.

6 Este teste é um teste de duas amostras de randomização de classificação não paramétrica que substitui o teste t quando as distribuições são altamente distorcidas. Este teste funciona classificando todos os valores para cada par de caixas consideradas de baixo a alto e comparando a classificação média nos dois grupos. O resultado principal é um valor de significância (P) que responde à pergunta: se os bins de dados têm a mesma média, qual é a chance de que a amostragem aleatória resulte em médias tão distantes (ou mais) conforme observado no teste.

5. Valores positivos e de cisalhamento em massa

Em seguida, examinamos a relação dos valores de cisalhamento com o potencial de tempestade tornádico, considerando os valores médios de cisalhamento positivo e bruto para cada uma das caixas. Os gráficos de histograma de valores médios de cisalhamento para cada uma das caixas (gráfico para cisalhamento positivo dado na Fig. 5 gráfico para cisalhamento bruto não mostrado) indicam que os valores de cisalhamento para cada uma das camadas avaliadas aumentam de nulo para F0 e de F0 para F1 / F2 , com os maiores aumentos relativos nas camadas de 0-1 km e 0-6 km dos bins F0 a F1 / F2.

Os gráficos de caixa e bigode de cisalhamento positivo (Fig. 6) e valores de cisalhamento em massa (Fig. 7) enfatizam as diferenças marcantes entre os ambientes de cisalhamento para os casos F1 / F2 e aqueles para os casos F0 ou nulos. Observe que 50% do meio das distribuições (ou seja, dentro da & quotbox & quot plotada) para os casos F1 / F2 para cisalhamento positivo de 0-1 km e 0-6 km (Fig. 6) não se sobrepõem à maioria das matrizes de dados mostradas para o outras duas caixas, embora as diferenças não sejam tão evidentes para os valores de cisalhamento em massa (Fig. 7).

Um teste de Mann-Whitney foi realizado nas matrizes de dados de cisalhamento de 0-1 km e 0-6 km para os bins F1 / F2 e F0, os bins F0 e nulos e os bins F1 / F2 e nulos. As diferenças estatisticamente mais significativas (no nível de 1%) 7 foram encontradas entre os valores médios de cisalhamento positivos de 0-1 km e 0-6 km para os bins F1 / F2 e ambos para F0 e para os casos nulos. As diferenças entre os valores de cisalhamento positivo médio de 0-1 km para os bins F0 e nulos não foram consideradas estatisticamente significativas, enquanto a diferença entre os valores de cisalhamento positivo médio de 0-6 km para os bins F0 e nulos foi estatisticamente significativa no 5 % nível.

7 Visto que seis hipóteses nulas independentes sobre cisalhamento positivo foram testadas pelos autores, havia uma chance de 26% [da fórmula 100 (1,00 & # 150 0,95N)] de obter pelo menos um resultado estatisticamente significativo no nível de 5% por acaso sozinho. Assim, definimos um valor de significância limite mais estrito para cada comparação individual [da fórmula (1,00 & # 150 0,95N)] garantindo que as diferenças de cisalhamento positivas fossem estatisticamente significativas pelo menos no nível de 5%.

Embora os valores de cisalhamento em massa (Fig. 7) para cada um dos bins mostrem uma estratificação semelhante à dos valores de cisalhamento positivos (Fig. 6), é interessante notar que há uma sobreposição considerável das matrizes de dados de cisalhamento em massa. Isso é consistente com o teste t de Student & # 146s, que mostra que as diferenças entre os valores médios de cisalhamento em massa para todas as camadas consideradas para os casos F1 / F2 e aqueles para os casos F0 e para os casos nulos foram diferenças estatisticamente significativas, mas apenas no nível de 5%. Esses resultados sugerem que, pelo menos dentro do nosso conjunto de dados, os valores de cisalhamento positivos são mais confiáveis ​​do que os valores de cisalhamento em massa na discriminação entre tempestades que produzem tornados F1 / F2 e aqueles que produzem tornados F0 ou nenhum. Embora os casos F1 / F2 estejam associados a maiores valores de cisalhamento positivo para todas as camadas, as diferenças mais significativas foram evidentes nas camadas de 0-1 km e 0-6 km.

Esses resultados sugerem que, pelo menos dentro de nosso conjunto de dados limitado, os valores de cisalhamento positivos são mais confiáveis ​​do que os valores de cisalhamento em massa na discriminação entre tempestades que produzem tornados F1 / F2 e aqueles que produzem tornados F0 ou nenhum. Embora os casos F1 / F2 estejam associados a maiores valores de cisalhamento positivo para todas as camadas, as diferenças mais significativas foram evidentes nas camadas de 0-1 km e 0-6 km. Isso apoiou nossa expectativa de que um fator de controle na produção ou não de tempestades F1 ou tornados mais fortes é a força do cisalhamento de baixo nível na camada de influxo flutuante, dado que o cisalhamento da camada profunda também é favorável para mesociclogênese (ou seja, formação de supercélula tempestades).

Este resultado é consistente com o observado para outros conjuntos de dados de tornado (ver, por exemplo, Johns e Doswell 1992) em que eventos de tornado supercélula forte a violento em ambientes de baixa flutuabilidade no meio dos EUA estão associados a cisalhamento de baixo nível mais forte valores (por exemplo, 0-1 km e 0-2 km de cisalhamento positivo) do que aqueles observados com casos de flutuabilidade mais elevados. A inferência a ser feita é que existem várias combinações de flutuabilidade e cisalhamento que permitem a tornadogênese da supercélula, independentemente da intensidade nominal do tornado. Em ambientes de baixa flutuabilidade em que o cisalhamento da camada mais profunda é suficiente para supercélulas, as forças de gradiente de pressão de perturbação vertical relacionadas ao cisalhamento de baixo nível (conforme descrito na seção 3) são significativas no aumento da corrente ascendente.

Também é interessante notar que os valores de cisalhamento de camada profunda (isto é, cisalhamento de 0-6 km) observados para os bins F1 / F2 são semelhantes aos usados ​​em estudos de modelagem de tempestades supercelulares. Por exemplo, Weisman e Klemp (1982) apontam que tempestades modeladas crescendo em um ambiente de cisalhamento moderado (ou seja, 3 X 10-3 s-1 a 5 X10-3 s-1) mostram uma tendência crescente para as características de organização e supercélula , enquanto aqueles que crescem em um ambiente de forte cisalhamento (ou seja, & gt5 X10-3 s-1) desenvolvem os mesociclones mais persistentes e fortes. Além disso, as grandes magnitudes de cisalhamento positivas de 0-1 km e 0-2 km para o bin F1 / F2 são consistentes com aquelas encontradas em estudos observacionais de tornados associados a tempestades rotativas em ambientes com cisalhamento de camada profunda favorável para supercélulas (Johns et al . 1990 e, Johns e Doswell 1992). Portanto, os valores de cisalhamento associados aos eventos F1 / F2 neste estudo são consistentes com aqueles observados com tempestades supercelulares observadas em outras partes do país.

Para os casos de tornado, o cisalhamento de baixo nível aumenta conforme o cisalhamento da camada profunda aumenta, um resultado consistente com o modelo apresentado em & sect2. Quando o cisalhamento de 0-6 km é maior, os ventos da troposfera média e alta são mais fortes contra as montanhas, isso promove um jato de baixo nível, forte fluxo de sudeste nas seções orientais do Vale Central e altos valores de baixo nível cisalhamento.

Reconhecemos que as análises estatísticas e as inferências extraídas delas são baseadas em um conjunto de dados bastante limitado. Assim, consideramos esses resultados preliminares e percebemos que apenas uma análise do conjunto de dados completo para tornados na Califórnia (

140 tornados entre 1951 e 2000) irão determinar se os resultados deste estudo piloto são representativos.

6. Limites de cisalhamento propostos para previsão de tornado

Os resultados resumidos na seção anterior sugeriram aos autores que os meteorologistas da Califórnia que já previam tempestades convectivas nas porções norte e central do estado nos dias em que os eventos 39 & # 147null & # 148 e 25 & # 147tornado & # 148 ocorreram poderiam ter ocorrido usou limiares de cisalhamento positivos como um meio de avaliar o risco de que as tempestades em desenvolvimento se tornassem tornadas. Apressamos em apontar que a discussão a seguir é baseada na análise de uma pequena amostra de casos (apesar da significância estatística dos resultados, discutida na seção anterior) e é apenas sugestiva de possíveis limites de previsão. Nesta seção, examinamos o que aconteceria se os previsores durante o período 1990-94 tivessem aplicado os limiares de cisalhamento propostos neste estudo ao fazer uma avaliação do risco de convecção tornádica. A discussão a seguir baseia-se na noção de que os meteorologistas já teriam antecipado tempestades convectivas nos dias em questão e não devem ser interpretadas como uma metodologia de previsão de tempestades em geral. Os resultados resumidos abaixo devem ser considerados preliminares até que um conjunto de dados maior possa ser testado.

Os gráficos nas Figs. 6 e 7 mostram que, embora os valores de cisalhamento por si só não tenham ajudado os previsores de tempestades a distinguir o risco para os eventos de tornado fracos versus os eventos de tempestade não tornados, uma combinação de 0-1 km e 0-6 km positivo e cisalhamento teria discriminado entre os eventos de tornado mais fortes dos eventos F0 e nulos. Consequentemente, definimos limites para os valores de cisalhamento de 0-1 km e 0-6 km além dos quais um previsor poderia ter previsto uma grande maioria (pelo menos 75%) dos tornados F1 / F2. Os valores limite de cisalhamento que atenderam a esse critério foram definidos da seguinte maneira: (a) para capturar apenas eventos de tornado (sem eventos nulos) (b) para capturar todos os tornados F1 / F2 e, (c) para capturar cerca de metade de todos os eventos de tornado, conforme mostrado na Tabela 3.

Para explorar a capacidade de previsão dos valores de cisalhamento, usamos pares de valores de cisalhamento (0-1 km e 0-6 km) como limites & # 147forecast & # 148 e probabilidade calculada de detecção (POD) e razão de falso alarme (FAR) para qualquer tornado e para tornados F1 / F2 para cada um dos pares de cisalhamento de limiar (Fig. 8). Observe que apenas os resultados para os limiares de cisalhamento positivos são apresentados aqui, porque a grande sobreposição dos valores de cisalhamento em massa para cada uma das caixas evidentes na Fig. 7 teve o resultado de produzir valores inaceitavelmente grandes de FAR (ou seja, & gt0,50) para os pares de limiar com base no cisalhamento em massa.

Os valores de cisalhamento de limite mais baixo para "capturar" apenas eventos de tornado que ocorreram em 1990-94 foram usados ​​em uma "retrospectiva de previsão & # 148 (hindcast) para o potencial de tempestades de tornados, independentemente da classificação F." Assim, se os previsores durante esse período tivessem usado um valor limite de 7,4 X 10-3 s-1 0-1 km de cisalhamento positivo em combinação com um valor de 5,0 X 10-3 s-1 0-6 km de cisalhamento positivo (caixa sólida na Fig. 8) para prever o potencial de tempestades tornádicas, eles não teriam incluído corretamente nenhum caso nulo. Isso se reflete em um FAR de 0,0. No entanto, houve muitos tornados que ocorreram com magnitudes de cisalhamento positivas menores do que os valores de limiar, e isso se reflete em um POD de apenas 36%. Curiosamente, um previsor usando os mesmos valores de limite de cisalhamento para prever o potencial para tornados F1 / F2 teria um POD de 78%, mas um FAR de 0,22, porque vários dos eventos neste domínio produziram eventos de tornado F0.

Um par de limiar de 0-1 km e 0-6 km de valores de cisalhamento positivo foi definido para incluir todos os eventos F1 / F2 durante o período (caixa tracejada na Fig. 8). O POD para F1 / F2 usando este conjunto de valores de limiar foi um perfeito 100%, mas com um FAR significativo, porque tanto os tornados F0 quanto as tempestades não cornádicas também ocorreram com valores de cisalhamento neste domínio. Observe que outras combinações de cisalhamento poderiam ter sido usadas para atingir um POD para tornados F1 / F2 de 100%, mas estes teriam FAR inaceitavelmente grande (isto é, & gt50%).

Finalmente, um par de limiar de valores de cisalhamento positivos de 0-1 km e 0-6 km foi definido para incluir cerca de metade dos eventos de tornado (caixa pontilhada na Fig. 8). Apenas 8% dos eventos que ocorreram com magnitudes de cisalhamento maiores que esses limites foram não-onádicos, levando a uma FAR muito baixa. No entanto, os previsores teriam perdido muitos eventos F0 que ocorreram com valores mais baixos de cisalhamento. Curiosamente, um previsor usando esses mesmos limites para antecipar tornados F1 / F2 durante o período, teria antecipado 80% deles, com uma FAR de apenas 0,33. Assim, os previsores usando esses limites teriam tido um sucesso razoável na previsão do potencial para tempestades tornadas durante o período e também teriam previsto corretamente a maioria dos eventos mais fortes, possivelmente supercelulares, com um FAR razoavelmente baixo.

Também calculamos valores de cisalhamento positivos para vários tornados notáveis ​​e prejudiciais na Califórnia, todos os quais ocorreram fora do período 1990-94 considerado neste estudo (Tabela 4). Os dados do radar estavam disponíveis e examinados para todos, exceto um desses casos de teste para determinar a natureza da tempestade original. Dos seis casos examinados para os quais os dados de radar estavam disponíveis, quatro estavam associados a supercélulas isoladas e dois a linhas de segmento curvado de tempestades (não supercelulares). O caso final foi associado a valores de cisalhamento consistentes com tempestades supercelulares. Seis dos casos eram F1 ou mais.

Os valores de cisalhamento para cada um dos casos são mostrados na Tabela 4 e plotados na Fig. 8. É interessante notar que todos, exceto um dos casos F1 / F2 & quotcontrol & quot, teriam sido antecipados usando o segundo conjunto (b) de limiar valores conforme listado na Tabela 3. Todos os casos de controle teriam sido antecipados usando o terceiro conjunto (c) de valores limite.

O caso Sunnyvale de 4 de maio de 1998 foi incomum porque a tempestade original foi uma supercélula anticiclônica de movimento para a esquerda (Monteverdi et al. 2001) que se desenvolveu em um ambiente de cisalhamento negativo (ciclônico). Uma vez que o valor absoluto dos valores de cisalhamento para esse caso caiu dentro das faixas dos limiares de cisalhamento positivos definidos acima, este caso foi incluído na Tabela 4.

Este estudo de 25 eventos de tormentas tornádicos e 39 eventos não-córneos na Califórnia mostra que a flutuabilidade por si só não pode ser usada para distinguir entre eventos tornádicos e não-córnicos. Diferenças estatisticamente significativas nos valores de 0-1 km e cisalhamento de 0-6 km para os casos F1 / F2 em comparação com os outros bins sugerem limites que podem ser usados ​​na avaliação do risco de convecção associado a tornados F1 / F2 na Califórnia. Este estudo também mostra que o cisalhamento positivo supera o cisalhamento bruto como um parâmetro de previsão, pelo menos na detecção de F1 e eventos mais fortes. Isso é consistente com os resultados de observação e modelagem que mostram a associação de hodógrafos curvos anticiclonicamente com eventos de tornado mais fortes em outras partes dos Estados Unidos. Um previsor na Califórnia usando os limiares de cisalhamento desenvolvidos neste estudo teria tido sucesso considerável na previsão do potencial de tempestades que produzem tornados mais fortes (F1 / F2), pelo menos para as tempestades representadas no conjunto de dados.

Esta análise mostra que há uma diferença estatisticamente significativa entre os valores de cisalhamento para tempestades F0 vs. F1 / F2. Nossos dados não nos permitem determinar que (a) as tempestades de tornados que produziram tornados F1 / F2 eram em sua maioria (ou totalmente) supercélulas, ou (b) as tempestades de tornados que produziram tornados F0 eram em sua maioria (ou totalmente) não supercélulas.No entanto, a diferença nos valores de cisalhamento que encontramos para os dois bins é suficiente para indicar que as tempestades que se desenvolvem no ambiente associadas aos tornados F1 / F2 são muito mais prováveis ​​de serem supercélulas do que aquelas que se desenvolvem nos ambientes dos eventos F0. Na verdade, sugerimos que a explicação mais plausível para a ocorrência de eventos F1 / F2 mais fortes é que as tempestades pai eram supercélulas, enquanto as tempestades F0 eram não supercélulas, mas reconhecemos que apenas o estudo cuidadoso das assinaturas de radar Doppler dessas tempestades pode validar esta afirmação. Os sites de radar WSR-88D em Monterey (KMUX) KDAX e Hanford (KHNX) não estavam operacionais até 1995. Dada a relativa infrequência de tempestades no norte e centro da Califórnia, levará alguns anos antes de um conjunto de dados comparáveis ​​com os dados de radar que os acompanham os arquivos podem ser reunidos para essa área.

A possível ocorrência não relatada de tornados entre nossos casos & quotnull & quot não pode ser descartada, devido à probabilidade de não desaparecimento de eventos não observados. No entanto, os valores de cisalhamento para nossos casos nulos não são significativamente diferentes daqueles para os tornados F0. Portanto, é mais provável que quaisquer tornados não relatados tenham sido breves e fracos. Uma vez que os tornados não supercelulares não estão relacionados à camada profunda significativa e / ou cisalhamento de baixo nível, não é possível distinguir dias de tornado F0 de dias nulos, mas os dados suportam a distinção entre dias com eventos F1 / F2 de todos os outros (F0s e nulos) com alguma precisão.

Reconhecemos os perigos de inferir muito da amostra limitada de dados considerada aqui. Por causa disso, o estudo está sendo expandido para incluir todos os casos de tornádicos de 1950 a 1989 e de 1995 até o presente. Mesmo assim, o sucesso dos limiares em retrospectiva do potencial para convecção tornádica em geral, e para os eventos F1 / F2 (possivelmente supercelulares) mais fortes, em particular, sugere que os meteorologistas da Califórnia podem usar limiares de cisalhamento para desenvolver um senso elevado de consciência nos dias em que o meio ambiente oferece maior ameaça de fortes tornados no norte e no centro da Califórnia.

Agradecimentos: Esta pesquisa foi parcialmente financiada pelo Departamento de Geociências da San Francisco State University e pelo National Severe Storms Laboratory. LM parcialmente composto por trabalho em andamento do terceiro autor como parte de seu mestrado em Geociências Aplicadas na San Francisco State University. Os autores agradecem a diligência de três revisores anônimos e Josh Korotky em orientá-los nas revisões deste manuscrito.

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Tabela 1: Locais de tornado indicados pelo número do mapa (ver Fig. 1), classificação de danos, data e hora do tornado e sondagem de proximidade correspondente (conforme definido no texto), localização de sondagens de proximidade com azimute e distância (km) até o local do tornado, e identificador de evento (letras agrupam tornados por proximidade soando usadas).

Mapa Tornado Dano Tornado Data / Hora (UTC) Proximidade Azimute, alcance (graus, km) Evento
Número Localização Avaliação Data / Hora (UTC) Sondagem de proximidade Soando Sondagem de proximidade EU IA
Localização para a localização do Tornado
1 Penryn F0 04/23/90, 2330 04/23/90, 2300 Sacramento (SAC) 015, 45 UMA
2 Goshen F1 03/01/91, 0015 03/01/91, 0000 Visalia (VIS) 330, 10 B
3 Taft F1 03/18/91, 0330 03/18/91, 0300 Bakersfield (BFL) 250, 50 C
4 Chowchilla 6SW F0 03/20/91, 2230 03/20/91, 2200 Merced (MER) 120, 25 D
5 Lodi 5W F0 03/27/91, 0115 03/27/91, 0100 Stockton (SCK) 350, 15 E
6 Plainsburg F0 03/27/91, 0200 03/27/91, 0200 Merced (MER) 035, 10 F
7 Hanford-Corcoran F0 10/12/91, 0515 10/12/91, 0400 Lemoore (NLC) 100, 35 G
8
9
10
Sebastopol 1
Sebastopol 2
Windsor
F1
F1
F0
12/02/92, 2300
12/02/92, 2300
12/02/92, 2300
12/02/92, 2200
12/02/92, 2200
12/02/92, 2200
Santa Rosa (STS)
Santa Rosa (STS)
Santa Rosa (STS)
175, 10
180, 10
320, 15
H
9 F1 12/02/92, 2300 12/02/92, 2200 Santa Rosa (STS) 180, 10
10 Windsor F1 12/02/92, 2300 12/02/92, 2200 Santa Rosa (STS) 320, 15
11 Carmel F1 12/07/92, 0100 12/07/92, 0000 Monterey (MRY) 190, 10 eu
12 Monterey F1 12/07/92, 0100 12/07/92, 0000 Monterey (MRY) menos de 5 km
13 Crescent City F1 12/11/92, 1915 12/11/92, 1900 Crescent City (CEC) menos de 5 km J
14 Fort Ord F0 12/12/92, 0045 12/12/92, 0000 Fort Ord (OAR) menos de 5 km K
15 Easton F0 12/12/92, 0050 12/12/92, 0000 Fresno (FAT) 190, 15 eu
16 Oakland F0 12/17/92, 1830 12/17/92, 1800 Oakland (OAK) menos de 5 km M
17 Oroville F1 12/17/92, 2220 12/17/92, 2200 Marysville (MYV) 360, 55 N
18 Loma Rica F1 12/17/92, 2330 12/17/92, 2200 Marysville (MYV) 020, 25
19 Crescent City F1 12/30/92, 0930 12/30/92, 0900 Crescent City (CEC) menos de 5 km O
20 Biggs F1 01/07/93, 2300 01/07/93, 2200 Marysville (MYV) 340, 30 P
21 Tipton F0 02/20/93, 0115 02/20/93, 0100 Lemoore (NLC) 130, 60 Q
22 McFarland F0 02/23/93, 2205 02/23/93, 2100 Bakersfield (BFL) 330, 35 R
23 Salgueiros 3ENE F1 04/17/93, 2340 04/18/93, 0000 Chico (CIC) 250, 35 S
24 Chico F0 04/18/93, 0020 04/18/93, 0000 Chico (CIC) menos de 5 km
25 sul de Fresno F0 06/05/93, 2205 06/05/93, 2200 Fresno (FAT) 180, 5 T
26 Oroville F2 02/10/94, 2228 02/10/94, 2200 Marysville (MYV) 360, 55 você
27 Lemoore F0 03/05/94, 2245 03/05/94, 2100 Lemoore (NLC) menos de 5 km V
28 Oroville F0 03/11/94, 0330 03/11/94, 0200 Marysville (MYV) 360, 55 C
29 Livermore F0 04/25/94, 1850 04/25/94, 1800 Livermore (LVK) menos de 5 km X
30 Honcut F0 04/26/94, 0310 04/26/94, 0200 Marysville (MYV) 345, 15 Y

Tabela 2. Datas de Eventos Nulos durante o período 1990-94, inclusive, no Aeroporto Municipal de Sacramento (SAC) e Terminal Aéreo de Fresno (FAT), conforme discutido no texto. * Informação sonora faltando.

SACO GORDO
Ano Data Ano Data
1990 12 de janeiro 1990 13 de janeiro
1990 16 de janeiro 1990 18 de fevereiro
1990 04 de março
1991 28 de fevereiro 1990 21 de setembro
1991 01 de março 1990 23 de setembro
1991 10 de março
1991 20 de abril * 1991 25 de março
1991 18 de julho 1991 25 set
1991 19 de julho
1991 14 de agosto 1992 12 de fevereiro
1991 26 de setembro 1992 15 de fevereiro
1991 28 de dezembro 1992 05 de março
1992 22 de março
1992 12 de fevereiro 1992 05 de maio
1992 13 de fevereiro
1992 14 de fevereiro 1994 06 de maio
1992 15 de fevereiro 1994 30 de maio
1992 06 de março 1994 19 de setembro *
1992 13 de junho
1993 18 de fevereiro
1993 12 de maio
1993 25 de maio
1993 04 de junho
1993 05 de junho
1993 04 de outubro
1993 15 de dezembro
1994 18 de maio
1994 04 de outubro

Tabela 3. POD e FAR para limiares de cisalhamento positivos correspondentes a (a) caixa sólida (b) caixa tracejada e, (c) caixa pontilhada na Fig. 8. Corte (X 10 -3 s -1), POD (%) / FAR (proporção)

Threshold Capture pelo menos 75% dos eventos F1 / F2 e 0-1 km de cisalhamento positivo 0-6 km de cisalhamento positivo POD / FAR Todos os Tornados POD / FAR F1 / F2 Tornados
(a) Sem Nulos 7.4 5.0 36/0.00 76/0.22
(b) Todos F1 / F2s 7.4 2.5 56/0.30 100/0.50
(c) POD All Tornado 45% 12.5 3.0 44/0.08 80/0.33

Tabela 4. Casos usados ​​para testar o cisalhamento positivo do limiar (X10 -3 s -1). (Nota: Sunnyvale Tornado associado a cisalhamento negativo)

Fig. 1. Locais de tornados verificados no período 1990-1994, conforme discutido no texto e listado em

Fig. 2. Gráfico esquemático mostrando a localização das principais feições associadas aos eventos de tornado no Vale Central da Califórnia. Isotachs esquemáticos marcados em ms -1. Localização do fluxo subsidente a oeste da calha do lado esquerdo e da superfície sudeste no Vale Central central e oriental mostrado por setas cinza claro. & quot A & quot mostra a área de foco principal para a formação de tempestade supercélula, conforme discutido no texto.

Fig. 3. Hodograph of Davis, CA (KDAX) WSR-88D exibição de azimute vertical (VAD) para 638 UTC 31 de janeiro de 2000, mostrando a influência do jato de baixo nível em aproximadamente 1000 e 2000 pés (300 e 600 m). Pontos hodográficos rotulados em 1000 pés e Otildes e plotados em intervalos de 1000 pés (aproximadamente 300 m), velocidades do vento em nós.

Fig. 4. Valores máximo, 75º e 25º percentil e valores mínimos de SBCAPE observados para os Bins Null, F0 e F1 / F2

Fig. 5. Valores médios de cisalhamento positivo para as camadas 0-1, 0-2, 0-3 e 0-6 km para os bins de dados nulo, F0 e F1 / F2.

Fig 6. Valores máximo, 75º e 25º percentil e mínimo de cisalhamento positivo observado para os Bins Null, F0 e F1 / F2 para várias camadas.

Fig. 7. Valores máximos, 75º e 25º percentis e mínimos de cisalhamento bruto observados para os Bins Null, F0 e F1 / F2 para várias camadas.

Fig. 8. Valores de cisalhamento positivo para os 64 casos incluídos no estudo (Diamantes = Quadrados Preenchidos Nulos = F0 e Triângulos = F1 / F2). As caixas marcadas com (a), (b) e (c) correspondem aos limiares resumidos na Tabela 3. Os valores de cisalhamento para casos notáveis ​​de tornado na Califórnia que não ocorreram em 1990-94, mas usados ​​como controles (Tabela 4), são indicados como estrelas abertas. (Nota: 5/4/98 O tornado Sunnyvale ocorreu em um ambiente ciclônico ou de cisalhamento negativo e os valores mostrados são absolutos. Todas as outras tempestades ocorreram em ambientes que exibiam hodógrafos curvos anticiclonicamente e, portanto, são caracterizados por cisalhamento positivo).


Chuva moderada (total 19 mm), mais forte na terça à noite. Muito leve (máx. 10 e degC na quinta à noite, min 7 e degC na terça à noite). O vento geralmente é fraco.

Esta tabela fornece a previsão do tempo para Daisetsu na altitude específica de 2.290 m. Nossos modelos meteorológicos avançados nos permitem fornecer previsões meteorológicas distintas para várias elevações de Daisetsu. Para ver as previsões do tempo para as outras elevações, use a guia de navegação acima da tabela. Para uma visão geral mais ampla do tempo, consulte o Mapa do Tempo do Japão.


Barômetro Básico

Um barômetro de mercúrio comum mede quanto ar está pressionando uma poça de mercúrio, fazendo com que o nível de mercúrio aumente em uma coluna central no meio da poça. A leitura típica da linha de base é feita ao nível do mar, onde 14,7 libras de pressão por polegada quadrada de ar aumentará o nível de mercúrio para 29,53 polegadas. A pressão do ar cai conforme a elevação aumenta, porque menos ar está empurrando para baixo. Uma vez que a maioria dos barômetros são sensíveis apenas a 3.000 a 4.000 pés, eles às vezes devem ser ajustados para a altitude. As leituras de pressão são mais úteis para a previsão do tempo durante as próximas 12 a 24 horas.


Geociências em Nova York

Geociências é o estudo da Terra e dos complexos processos geológicos, marinhos, atmosféricos e hidrológicos que sustentam a vida e a economia. Compreender a superfície e subsuperfície da Terra, seus recursos, história e perigos nos permite desenvolver soluções para desafios críticos de economia, meio ambiente, saúde e segurança.

Sua fonte de estado para informações de geociências

Força de trabalho em Nova York

  • 18.291 funcionários de geociências (exclui trabalhadores autônomos) em 2017 1
  • $ 79.358: salário médio médio de um funcionário de geociências 1
  • 47 departamentos acadêmicos de geociências 2

Uso da água em Nova York

  • 890 milhões de galões / dia: retirada total de água subterrânea 3
  • 9,91 bilhões de galões / dia: retirada total de água superficial 3
  • 2,42 bilhões de galões / dia: retirada de água do abastecimento público 3
  • 54 milhões de galões / dia: retirada de água para irrigação 3
  • 312 milhões de galões / dia: retirada de água doce industrial 3
  • 87% da população é atendida por abastecimento público de água 3

Energia e Minerais em Nova York

  • $ 1,28 bilhão: valor da produção de minerais não combustíveis em 2017 4
  • Sal, pedra (triturada), areia e cascalho (construção): os três principais minerais não combustíveis em ordem de valor produzidos em 2017 4
  • 29,1 milhões de megawatts-hora: hidroeletricidade produzida em 2017 5
  • 3,94 milhões de megawatts-hora: vento produzido em 2017 5
  • 214.000 megawatts-hora: energia solar produzida em 2017 5

Riscos naturais em Nova York

  • 93 declarações de desastres no total, incluindo 27 tempestades severas, 23 inundações e 19 desastres de neve (1953-2017) 6
  • US $ 1,25 bilhão: subsídios de assistência individual (2005-2017) 6
  • $ 2,54 bilhões: concessões de mitigação (2005-2017) 6
  • $ 4,19 bilhões: subsídios para preparação (2005-2017) 6
  • $ 14,7 bilhões: concessões de assistência pública (2005-2017) 6
  • 56 eventos meteorológicos e / ou climáticos, cada um com custos superiores a US $ 1 bilhão (ajustado pela inflação) (1980-2017) 7

U.S. Geological Survey (USGS)

  • $ 1,15 bilhão: orçamento total do USGS no ano fiscal de 2018 (aumento de 5,8% em relação ao ano fiscal de 2017) 8
  • O Programa Nacional de Mapeamento Geológico Cooperativo financia projetos de mapeamento geológico com parceiros federais (FEDMAP), estaduais (STATEMAP) e universitários (EDMAP)
  • $ 2,11 milhões: financiamento STATEMAP de Nova York (1993-2016) 9
  • 7 universidades de Nova York, incluindo Brooklyn College e University of Rochester, participaram do EDMAP 9
  • Fluxogramas do USGS coletam dados em tempo real ou recentes sobre fluxos, águas subterrâneas e dados de qualidade da água em Nova York

Administração Nacional de Aeronáutica e Espaço (NASA)

  • $ 20,7 bilhões: orçamento total da NASA no ano fiscal de 2018 (aumento de 5,5% em relação ao ano fiscal de 2017) 10
  • US $ 1,9 bilhão: orçamento total da NASA para Ciências da Terra no ano fiscal de 2018 (variação de 0% em relação ao ano fiscal de 2017) 10
  • Os satélites Gravity Recovery and Climate Experiment (GRACE) medem as mudanças nas águas subterrâneas em Nova York
  • O satélite de umidade do solo ativo e passivo (SMAP) mede a umidade do solo em Nova York

Administração Oceânica e Atmosférica Nacional (NOAA)

  • $ 5,9 bilhões: orçamento total da NOAA no ano fiscal de 2018 (aumento de 4,1% em relação ao ano fiscal de 2017) 11
  • Os satélites geoestacionários de próxima geração (GOES) e de órbita polar (JPSS) fornecem previsão do tempo para Nova York
  • O satélite Deep Space Climate Observatory (DISCOVR) monitora a radiação e a qualidade do ar em Nova York
  • 9 estações do National Weather Service Automated Surface Observing Systems (ASOS) em Nova York 12
  • 208 locais do Programa Cooperativo de Observadores do Serviço Meteorológico Nacional (COOP) em Nova York 12

National Science Foundation (NSF)

  • $ 7,8 bilhões: orçamento total do NSF no ano fiscal de 2018 (aumento de 4% em relação ao ano fiscal de 2017) 13
  • $ 1,4 bilhão: prêmios totais da Diretoria de Geociências (GEO) da NSF no ano fiscal de 2017 (aumento de 7,2% em relação ao ano fiscal de 2016) 14
  • 158 prêmios NSF GEO em Nova York totalizando US $ 55,8 milhões em 2017 14
  • $ 39,6 milhões: Bolsas NSF GEO concedidas à Universidade de Columbia em 2017 14

Agência de Proteção Ambiental dos EUA (EPA)

  • $ 8,1 bilhões: orçamento total da EPA no ano fiscal de 2018 (variação de 0% em relação ao ano fiscal de 2017) 15
  • 86 sites Superfund ativos em Nova York em 2018 16
  • $ 39,6 milhões: Subsídios do Fundo Rotativo do Estado de Água Potável (DWSRF) em Nova York em 2017 17
  • $ 400.000: Subsídios para limpeza de brownfield concedidos a Nova York em 2018 18

Instalações federais em Nova York

  • Laboratório Nacional DOE Brookhaven, Upton
  • Instituto Goddard de Estudos Espaciais da NASA, Nova York
  • Centro de Ciências Atmosféricas da NOAA, Albany
  • USGS New York Water Science Center, Troy
  • NSF BioXFEL, Buffalo

Referências

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14.7: Previsão de tempestade - Geociências

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