Pratica 1

Pratica 1
Sondagem no diagrama
termodinâmico de Skew-T
E:\comet\mesoprim\skewt\aplication
MDJMO_MS
„
MDJMO_MS
1
2
Saturation mixing ratio lines
represent constant values of water
Ração de mistura saturada (ws) -
vapor capacity. On the skew-T
ws = Mv / Md ( gramos de vapor por kg de ar seco, usualmente é r)
diagram, the saturation mixing-ratio
(ws) lines are the slightly-curved,
„
dashed lines sloping from the lower
left to upper right. They are labeled
at the bottom of the diagram for a
range of 0.1 to 40.0 grams per
kilogram; i.e., in parts of water
vapor per 1000 parts of dry air.
„
Note that since the vapor capacity
of air varies non-linearly with
temperature, the labeling interval
A ração de mistura saturada á
superfície se le directamente por
interpolação da linha de ração de
mistura saturada que corta a T a
essa pressão (superfície)
In this example, a parcel of air at
850 hPa with a temperature of 5°C
has a saturation mixing ratio of 6.5
g/kg.
for ws lines is not uniform.
MDJMO_MS
Ração de mistura (w)
„
„
q = Mv / (Mv + Md) =10.28ºC
3
A Ração de mistura á superfície
(w), se le directamente por
interpolação, da linha de ração
de mistura saturada que
atravessa a curva Td com a
pressão a superfície.
In this example, a parcel of air
at 850 hPa with a dewpoint of 6°C has a mixing ratio of 3
g/kg.
In a sample of moist air, the mixing ratio (w) is the ratio of the mass of water
vapor (Mv) to the mass of dry air (Md):
w = Mv / Md
The mixing ratio is expressed in parts per thousand, usually grams of water
vapor per kilogram of dry air.The mixing ratio differs from the saturation mixing
ratio in that it measures the actual amount of water vapor present, while the
saturation mixing ratio measures the amount of water vapor that would be
present at saturation.
MDJMO_MS
5
„
„
„
„
„
Massa de vapor de água pela massa de ar húmido
MDJMO_MS
4
In a sample of moist air, the mixing ratio (w) is the ratio of the
mass of water vapor (Mv) to the mass of dry air (Md):
„ w = Mv / Md
The mixing ratio is expressed in parts per thousand, usually
grams of water vapor per kilogram of dry air.
The mixing ratio differs from the saturation mixing ratio in that
it measures the actual amount of water vapor present, while
the saturation mixing ratio measures the amount of water
vapor that would be present at saturation.
Specific humidity is the mass of water vapor per mass of moist
air:
„ q = Mv / (Mv + Md)
However, for synoptic forecasting purposes, the mixing ratio is
sufficiently representative, and is easier to evaluate.
MDJMO_MS
6
1
Humidade relativa
„
„
„
„
The relative humidity can be
computed from the mixing ratio
(w) and the saturation mixing
ratio (ws) by the following
equation:
Temperatura virtual
„
„
„
RH = 100 * (w/ws)
In this example, a parcel of air
at 850 hPa has a mixing ratio
of 3 g/kg, a saturation mixing
ratio of 6.5 g/kg, and a relative
humidity of 46%.
„
„
Note that the definition
assumes a saturation mixing
ratio (and relative humidity) for
liquid water, not ice.
MDJMO_MS
7
MDJMO_MS
„
From the temperature curve at
the given pressure, follow the
dry adiabat to the 1000-hPa
isobar. The isotherm value at
this point is equal to the
potential temperature of the
air parcel. The dry adiabat is
an isotherm of constant
potential temperature. Thus air
with a temperature of -30°C at
500 hPa (shown) has the same
potential temperature as air
with a temperature of 0°C at
750 hPa or 23°C at 1000 hPa.
„
MDJMO_MS
At a given pressure level, do
the following:
Determine the mixing ratio (w,
in g/kg), which is the value of
the saturation mixing ratio line
passing through the dewpoint
(Td), at a given pressure.
The virtual temperature is then
computed as follows:
Tv ~ T + w/6
In this example:
T = 5°C and Td = -6°C.
Thus, w = 3.0 g/kg.
Tv = T + w/6
= 5 + 3/6
= 5.5°C
Temperatura potencial equivalente
Temperatura potencial
„
Tv de uma massa de ar
húmido , é a T de ar seco,
que a mesma pressão,
tem a mesma densidade.
From the dewpoint at the given
pressure, draw a line upward
parallel to the saturation mixingratio lines. Also, from the T curve
at the given pressure, draw a line
upward along a dry adiabat until it
intersects the line drawn from the
dewpoint. Recall that this level is
the LCL.
From the LCL, follow a saturation
adiabat upward to a pressure
where the saturation adiabat
parallels the dry adiabat. This is
the pressure level where all the
moisture has been condensed out
of the sample.
8
θe
•From this pressure,
pressure, follow a dry adiabat back to the original pressure.
pressure. The
isotherm value at this point is equal to the equivalent temperature (Te).
In this example,
example, air at 850 hPa with T = 10°
10°C and Td = -8°C has an equivalent
temperature of 17°
17°C
9
MDJMO_MS
10
Pressão de vapor saturado (es)
„
Temperatura equivalente - Te
„
É a máxima temperatura que uma
massa de ar pode alcançar por
condensação. As vezes denominada
temperatura equivalente adiabática
„
MDJMO_MS
11
From the temperature (T) curve at
the given pressure on the sounding,
always follow the isotherm to the
622 hPa isobar. The value of the
saturation mixing-ratio line, read by
interpolation if necessary, through
this point at 622 hPa gives the
saturation vapor pressure in
hectopascals (hPa) at the given
pressure. In this example, air at a
pressure of 850 hPa with a
temperature of 3°C has a saturation
vapor pressure of 7.5 hPa.
Note that the procedure to find the
vapor pressure is quite similar to the
procedure to find the saturation
vapor pressure. The only difference
is that one starts with the dewpoint
to find the vapor pressure, while one
starts with the temperature to find
the saturation vapor pressure.
MDJMO_MS
12
2
Pressão de vapor
Pressão de vapor saturante – (es)
„
„
È a pressão parcial em que o vapor
de água contribuiria a pressão
atmosférica total, se o ar estiver
saturado
( e)- È a parte da pressão
atmosférica devida a presença de
vapor
MDJMO_MS
1
From the dewpoint (Td)
curve at the given pressure
on the sounding, always
follow the isotherm to the
622 hPa isobar.
3
2
The value of the saturation mixing-ratio line, read by
interpolation if necessary, through this point at 622 hPa gives
the vapor pressure in hectopascals (hPa) at the given pressure.
In this example, air at a pressure of 850 hPa with a dewpoint of
-9°C has a vapor pressure of 3.0
hPa.
MDJMO_MS
14
„
13
Nível de congelamento
„
„
„
„
„
DEFINIÇÃO
È o nível menor da sondagem
com temperatura de 0°C . (Se
a Tª da superfície for 0ªC,
então é este nível da
superfície o nivel de
congelamento.)
Skew-T Procedure
From the surface, follow a 0°C
isotherm upward until it crosses
the temperature profile. That
level is the freezing level.
This sounding comes from
Bahrain and was retrieved from
the JAAWIN Website. A bold,
blue line clearly denotes the 0°C
isotherm, which crosses the
temperature profile just above
the 600-hPa isobar
„
„
„
MDJMO_MS
„
MDJMO_MS
„
Chamamos assim, a altura na qual uma
partícula de ar chega a estar saturada
quando se ascende adiabáticamente
Este nível, para uma partícula de superfície se
encontra sempre por baixo ou a mesma
altura que o CCL; pois quando o gradiente é
ou pode chegar a ser o adiabático seco
desde a superfície a base da nuvem o LCL e o
CCL se identificam no mesmo ponto
MDJMO_MS
Se for abaixo de 1500m ou acima de 3500m, a
ocorrência de granizo e ventos fortes é muito
baixa.
Se for cerca de 2500m acima da superfície, há
grandes possibilidades de ventanias e granizo.
15
LCL Nível de condensação
ascendente
„
A altura em que a temperatura do termómetro
molhado atinge 0°C é muito bem correlacionada
com o grau de severidade da tempestade:
„
„
17
O LCL está localizado numa
sondagem na intersecção da
linha de ração d e mistura
saturada, partindo da Td em
terra com adiabática seca
seguida desde a T da
superfície.
Neste examplo, ai na superfíce
com T=9°C e Td=0°C Se
torna saturated se lifted dry
adiabatically to 870 hPa, which
is the lifting condensation
level.
Note: When the moisture
content in the near-surface
layers varies significantly, an
average moisture value of the
lower layer may be used in
place of the surface-parcel
moisture value in computing
the LCL.
16
LCL - Nível de
condensação
ascendente
MDJMO_MS
18
3
„
CCL – Nível de
condensação convectiva
„
É a altura que uma partícula de ar,
suficientemente aquecida desde a
superfície ascendera adiabaticamente
até a saturação. No caso mas comum.
Isto representa a altura a altura da
base da nuvem cumuliforme que se
produzirá pela convecção termal de
uma superfície quente
MDJMO_MS
„
„
19
„
è a temperatura que a superfície
deveria alcançar para provocar a
formação de nuvens convectivas, pelo
aquecimento solar das camadas de ar
próximas a terra
„
MDJMO_MS
21
From the convective
condensation level
(CCL) on the
temperature profile,
proceed downward
along a dry adiabat to
the surface-pressure
isobar. The temperature
read at this intersection
is the convective
temperature (Tc).
In this example, the CCL
lies at 750 hPa and the
convective temperature
is 20°C.
MDJMO_MS
„
È a temperatura mais baixa a que um
volume de ar a pressão constante pode
ser arrefecida por evaporação da água
no seu seno. O calor requerido para a
evaporação é tomado do mesmo ar
„
„
„
MDJMO_MS
20
22
Temperatura do termómetro molhado
(tw)
„ At a given pressure level, do
Temperatura do termómetro
molhado (Tw)
„
CCL – Nível de
condensação
convectiva
Temperatura convectiva
Temperatura convectiva
„
Ascendemos pela curva do ponto
de orvalho, a partir de Terra, até
encontrara a linha de razão de
mistura saturada, pelo que
continuaremos ate cortar a curva
de estado T, em cujo ponto de
intersecção se encontrará nível de
condensação buscado CCL.
In this example, air at the surface
with a dewpoint of 0°C would have
a CCL of 750 hPa.
Note: When the moisture content
in the near-surface layers varies
significantly, an average moisture
value of the lower layer may be
used in place of the surface-parcel
moisture value in computing the
MDJMO_MS
CCL.
23
the following:
From the temperature,
proceed up along a dry
adiabat.
From the dewpoint proceed
up along a mixing ratio line.
From where the two lines
intersect, proceed down the
saturation adiabat to the
original level.
In this example, air at 850
hPa with T = 20°C and Td =
0°C has a wet-bulb
MDJMO_MS
24
temperature
of 10°C.
4
LFC Nível de livre convecção
„
Níveis
„
MDJMO_MS
25
É a altura a que uma partícula
de ar ascendente pela adiabática
seca ate ficar saturada e uma
vez que se encontra aí,
adiabaticamente saturada, ,
consegue estar mas quente que
o ar que a rodeia (menos
densa). Logo a partícula
continuara ascendendo
livremente por cima deste nível
ate conseguir ficar mais fria
(mas densa) que o ar que a
rodeia
In this example, the surface T =
9.5°C and Td=0°C, resulting in
an LCL of 870 hPa and an LFC of
675 hPa.
MDJMO_MS
Continua
„
„
„
„
„
„
„
„
„
É a altura mais baixa , dentro de um estrato
que se misturado por perturbações do vento,
ao qual a saturação é atingida após da
mistura do mesmo.
Se encontra buscando a intersecção da linha
de ração de mistura saturada, através da
ração de mistura media do estrato com
adiabática seca media do estrato misturado
MDJMO_MS
28
1º
The determination of the MCL first requires estimation of
the height of the top of the mixed layer. This is done
subjectively using local forecasting methods.
Once the top of the mixed layer is estimated, one must
determine the mean dry adiabat and the mean mixing
ratio of the mixed layer.
The mean dry adiabat is determined from the sounding T
curve by the equal-area method shown in the skew-T.
The mean mixing ratio is determined from the sounding
Td curve by the equal-area method shown in the skew-T.
The MCL lies at the level of intersection of the mean
saturation mixing-ratio line with the mean dry adiabat
within the mixed layer. If these two lines intersect above
the mixed layer, then the mixed air is too dry to reach
saturation by the mixing process and no MCL exists.
In this example, there is an MCL at 830 hPa, since it lies
below the top of the mixed layer at 780 hPa.
MDJMO_MS
„
27
MCL – Nível de condensação de mistura
„
26
MCL – Nível de condensação
de mistura
O LFC para uma partícula dada que consiga
chegar saturada por elevação, se encontra a
altura onde a adiabática saturada, partindo
da T inicial da partícula do termómetro
molhado corta a curva de estado da
sondagem ao nível mas alto.
Se a T tem ascendido por pelo aquecimento
então devera usar a T do Tw correspondente
a T convectiva
Por vezes é mas real usar a Tw
correspondente ao conteúdo de humidade
nas camadas mais baixas da atmosfera em
vez da T w na superfície
MDJMO_MS
adiabática
saturada
1ª
29
MDJMO_MS
30
5
2º
1ª
2ª
Por que?
„
MCL
„
MDJMO_MS
Se não encontramos intersecção significa que o
estrato é demasiado seco
31
Tropopausa
„
θ
A
e a razão de mistura num estrato
misturado e completamente saturado são
constantes desde a superfície a cima de dito
estrato. Pelo calcula de aproximação da áreas
iguais podemos obter a T e humidade media de
dito estrato
MDJMO_MS
32
EL Nível de equilíbrio
The tropopause is
located at about 250
hPa, at the level where
the lapse rate changes
to much more stable, as
shown by the inversion
in the lower
stratosphere above that
level. Note also that the
maximum wind speed
(100 kt) occurs near the
tropopause level.
„
MDJMO_MS
33
„
MDJMO_MS
MPL - maximum parcel
level
EL - Nível de equilíbrio
„
È a altura onde a temperatura de uma
partícula de ar ascendente volta a ser
igual a temperatura que há rodeia
From the LFC, proceed
upward along a
saturation adiabat until it
intersects the
temperature profile. The
pressure at this
intersection is the
equilibrium level (EL).
In this example, an air
parcel lifted mechanically
from the surface has an
equilibrium level of 190
hPa.
MDJMO_MS
35
34
Definition
The maximum parcel level
(MPL) is the level to which a
parcel will travel before
exhausting all of its upward
momentum. When a parcel
travels through the
equilibrium level, its upward
acceleration ceases as it
becomes colder than its
surroundings, but its
upward momentum
continues to propel the
parcel to a higher level.
Therefore, the MPL is
always at a higher level
than the equilibrium level.
Practically speaking, the
MPL is the maximum
predicted height of a
thunderstorm for a given
sounding.
MDJMO_MS
36
„
„
6
for a Heated
Surface Parcel
Nível de equilíbrio
„
First, determine the
equilibrium level (EL) for
either a lifted or heated
parcel, whichever is
most appropriate for the
situation. Then continue
upward along a
saturation adiabat until
the negative area above
the EL is equal to the
positive area (CAPE)
below the EL.
MDJMO_MS
„
„
„
Skew-T Procedure for a
Heated Surface Parcel
From the CCL, proceed
upward along a saturation
adiabat until intersecting
the temperature profile.
The pressure at this
intersection is the
equilibrium level (EL).
In this example, an air
parcel lifted convectively by
heating has an equilibrium
level of 170 hPa.
37
MDJMO_MS
„
„
Definição
Distancia vertical entre 2
superfícies isobáricas
39
(
CAPE Value
0
CAPE
„
„
0-1000
The convective available potential energy (CAPE) is
represented by the area on a skew-T diagram enclosed
by the environmental temperature profile and the moist
adiabat running from the LFC to the EL. This area,
depicted in this diagram, indicates the amount of
buoyant energy available as the parcel is accelerated
upward. CAPE is measured in units of joules per
kilogram (J/kg).
The larger the positive area, the higher the CAPE value
and instability, and the greater the potential for strong
and perhaps severe convection. This table offers a
general correlation between CAPE and atmospheric
stability, however CAPE climatologies vary widely.
MDJMO_MS
41
THICKNESS
- Espessura
)
A camada de espessura esta
Rd Tv Ln p1 / p2
relacionada com a
∆z =
g
temperatura media virtual
(Tv)
„ onde:
„ ∆Z = espessura (m)
•Note that for a given pair of pressures,
pressures, the thickness is
„ Rd = Cte do ar seco
proportional to the mean virtual temperature (Tv)
Tv) in the layer.
layer.
The
1000:500
hPa
thickness
chart
is perhaps the most common
„
= a temperatura media
and is typically plotted with 6060-meter contours.
contours. In this case,
virtual
(Tv)reflects
da camada
each
contour
a mean virtual temperature change of 3°C.
40
„ p1 = pressão da camada MDJMO_MS
i f i
„
MDJMO_MS
38
Stability
Stable
Marginally Unstable
1000-2500
Moderately
Unstable
2500-3500
Very Unstable
3500 or greater
Extremely Unstable
CAPE may also be related to
updraft velocity via the relation
Wmax = sqrt(2*CAPE)
So for a CAPE of 2500 J/kg, the
maximum updraft velocity
would be about 71 m/s!! In
reality, water loading,
entrainment, and other factors
can reduce Wmax by as much
as a factor of 2.
MDJMO_MS
42
7
The convective
inhibition (CIN)
Energia potencial convectiva
disponível
„
θ p −θa
∫LCL θ a dz
EL
CAPE = g
MDJMO_MS
„
43
The convective inhibition (CIN) is
represented by the area on a skew-T
diagram enclosed by the
environmental temperature profile
and the temperature of a parcel lifted
from some originating level to the
LFC. This area indicates the amount
of energy required to lift the parcel to
the LFC. CIN is measured in units of
joules per kilogram (J/kg).
The larger the negative area, the
higher the CIN value, and the lower
the likelihood of convective storms.
One caveat is that if the CIN is large
but storms manage to form, usually
due to increased moisture and/or
heating overcoming the CIN, then the
storms are more likely to be severe.
CIN is usually the result of a capping
stable layer or inversion, with values
of over 200 J/kg significantly
inhibiting convective potential.
MDJMO_MS
44
lifted index (LI)
„
Índices de estabilidade
The lifted index (LI) is calculated as the difference
between the observed temperature at 500 hPa and the
temperature of an air parcel lifted to 500 hPa from near
the surface. The more unstable the environment, the
more negative the LI.
LI values have been empirically linked to convective events as follows:
Todos estão baseados sobre o conceito
de instabilidade potencial; muitos são
usados para a previsão de chuviscos
tanto de aquecimento como de
ascensão
LI Value
-2
-3 to -5
-6 or less
MDJMO_MS
45
„
„
Índice de Showalter
Um dos primeiros desenvolvidos, dado em
função de apenas 3 parâmetros: a
temperatura do ar e do ponto de orvalho
em 850hPa e da temperatura do ar em
500hPa.
Não deve ser usado em regiões
montanhosas
MDJMO_MS
A ó
d t
i
ã d LCL
ti d
Weak
Moderate
Strong
must be modified upward (i.e. less negative)
for higher elevations in the West. As with
CAPE, you should never rely solely on LI to
evaluate the convective potential.
MDJMO_MS
46
índex (SSI)
Showalter stability index (SSI
„
Severe Weather These threshold values are valid for the
eastern 2/3 of the United States. The values
Potential
„
„
„
„
„
47
MDJMO_MS
Find the temperature (T)
and dewpoint (Td) at
850 hPa
From that T and Td, find
the LCL
From the LCL lift the
parcel moist adiabatically
to 500 hPa and find the
parcel temperature (T′).
Given the 500 hPa
sounding temperature
(T500), SSI is computed
as follows:
SSI = T500 - T′
48
8
Indice Liftes
„
„
„
„
„
Find the mean temperature (T)
and dewpoint (Td) in the lowest
100 hPa.
(+1,+3) algumas tempestades
(-2,+1) boa probabilidade de trovoadas
(-6,-3) tempestades severas
< -6
possibilidade de tornado
From those mean T and Td,
located at the midpoint of the
layer, find the LCL.
obs: se os valores de temperatura e humidade em
850hPa não forem representativos das condições na
camada limite, é preciso enriquecer a análise para
não cometer erros: por exemplo, se a camada de ar
húmido for até um pouco abaixo dos 850hPa, o
Showalter indicará uma estabilidade maior do que o
real
From the LCL lift the parcel
moist adiabatically to 500 hPa
and find the parcel temperature
(T′).
Given the 500 hPa sounding
temperature (T500), LI is
computed as follows:
LI = T500 - T′
MDJMO_MS
49
MDJMO_MS
Índice levantado
„
„
„
„
50
Melhor índice levantado
Devido às limitações do Showalter, o qual não inclui estimativas
do ciclo diurno, foi criado o índice levantado.
Considera a camada inferior de aproximadamente 100hPa de
espessura, na qual é considerada a previsão de temperatura e
também é estimada a razão de mistura média.
A partir daí determina-se o LCL e segue-se a adiabática
saturada até 500hPa, tendo atingido uma certa temperatura; o
índice é dado pela subtração dessa temperatura da temperatura
efetivamente observada em 500hPa, como no Showalter.
Em geral, são menores do que o Showalter.
„
„
„
„
„
„
Análogo ao anterior, mas ao invés de apenas uma estimativa
como a descrita acima, utiliza-se duas ou mais na camada
desde a superfície até 1600m, sendo escolhido o mais instável
de todos como representativo.
Índice levantado modelado
Análogo ao índice levantado, baseia-se em parâmetros
derivados de análises ou previsões de modelos numéricos.
Índice total Totals
Dado pela soma de outros dois índices convectivos, o Vertical
Totals e o Cross Totals.
* Vertical totals: expressa o lapse rate entre duas superfícies,
em geral 850 e 500hPa, sendo que usualmente
desenvolvimentos convectivos têm este índice maior do que 26:
VT = T(850) - T(500)
MDJMO_MS
51
MDJMO_MS
52
Cross totals:
„
combinação do teor de humidade nos
baixos níveis com as temperaturas
superiores; usualmente, valores
maiores do que 18 indicam (mas não
garantem) desenvolvimentos
convectivos:
assim:
„
CT = Td(850) - T(500)
Totals = [T(850)+Td(850)] - 2T(500)
MDJMO_MS
53
É aconselhável chegar a valores críticos
para este índice conforme a região de
interesse; de modo geral, o valor crítico
é 44. Deve-se ter cuidado ao utilizálo pois é possível que haja grande
influência do lapse rate e não tanto do
teor de humidade na camada, podendo
levar a inferências erróneas.
MDJMO_MS
54
9
Índice SWEAT
„
O Severe Weather Threat Index é bastante
elaborado, pois é computado a partir de 5 termos:
„
„
„
„
„
„
SWEAT =12Td(850)+20(TT49)+2V(850)+V(500)+125(S+0.2)
„
humidade nos baixos níveis, pelo ponto de orvalho em
850hPa
instabilidade, através do Totais
jacto de baixos níveis, pelo vento em 850hPa
jacto de altos níveis, pelo vento em 500hPa
advecção quente, entre 850 e 500hPa
É especificamente utilizado para tempestades de
ordinárias a severas:
SWEAT =12Td(850)+20(TT49)+2V(850)+V(500)+125(S+0.2)
MDJMO_MS
55
„
Considera a integral em área no
diagrama Skew T Log p desde a
superfície até o nível de equilíbrio
(aproximadamente 400hPa) em
camadas discretas.
„
Valores positivos (negativos) da soma das áreas são
associados a condições instáveis (estáveis).
MDJMO_MS
MDJMO_MS
56
Índice de Fawbush-Miller
Índice de energia
„
onde:
- TT é o valor do índice Totais;
- S é função da diferença de direcção
entre o vento de 500 e o de 850hPa;
- os termos negativos são levados para
zero e valores acima de 250 são
considerados indicativos de condições
significativas.
Envolve considerações sobre um estrato húmido de
superfície, definida por um limite superior dado por valores
de humidade relativa menores do que 65%.
Para esta, avalia-se a temperatura do termómetro molhado
e segue-se pela adiabática saturada até 500hPa,
determinando uma temperatura; a subtracção desta da
temperatura efectivamente observada é o valor do índice,
sendo que valores positivos se referem a estabilidade e
negativos, a instabilidade. Os valores numéricos deste
índice são bastante próximos ao Showalter; o presente
índice funciona melhor que o Showalter no caso de
camadas húmidas mais rasas.
57
MDJMO_MS
58
Processos físicos
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A Tempestade é sustentada pelo impulsão
proveniente das correntes ascendentes. À medida
que calor latente é liberado com a condensação do
vapor, há formação gotículas, que congelam quando
super-resfriadas ocorrendo deposição de vapor nos
cristais de gelo. O impulsão é determinado pela
diferença de temperatura da corrente ascendente e
do ambiente multiplicado pela aceleração da
gravidade, é uma medida local da aceleração da
corrente ascendente, e é regulado pela estabilidade
do ambiente e da turbulência entre a corrente
ascendente e o meio seco.
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A magnitude real da força da corrente
ascendente é determinada pela integral do
impulsão que a corrente sofre à medida que
sobe da base da nuvem até uma determinada
altura na atmosfera. O impulsão integrado na
atmosfera é chamado Energia Potencial
convectiva Disponível (Convective available
potencial energy) ou CAPE. No geral, quanto
maior é o CAPE, maior é a força das
correntes ascendentes da tempestade.
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Onde,
NEN: Nível de impulso Neutro (próximo à
tropopausa)
NCC: Nível de Condensação Convectiva
Tp: Temperatura da parcela
Ta: Temperatura do ambiente
g: aceleração da gravidade O índice CAPE
fornece uma medida da máxima energia
cinética possível que uma parcela
estaticamente instável pode adquirir,
assumindo que a parcela ascende sem mistura
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com o ambiente e se ajusta
instantaneamente61
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