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Air motion - variáveis

Nesta secção, você pode encontrar variáveis e índices relacionados com o movimento do ar na atmosfera, que são usados para trovoadas e tempestades, entre outros.

Vorticidade

Vorticity at 500 hPa and sea level pressure over Oceania

Vorticity at 500 hPa and sea level pressure over Oceania

Vorticidade, é uma medida da rotação de fluidos sobre um eixo vertical em relação à superfície da Terra. As cores indicam a força da vorticidade relativa, vermelho para positivo (rotação anti-horário) e azul para vorticidade negativa (sentido horário), respetivamente. Isóbaras são por vezes combinadas no mapa para a pressão do ar. Os mapas relacionam-se com a uma altitude específica (em hPa).

Positive vorticity due to shear

Positive vorticity due to shear

Positive vorticity due to curvature

Positive vorticity due to curvature

Vorticidade positiva ao nível de 500 hPa é frequentemente associada com ciclones e depressões.
Vorticidade positiva desenvolve-se num campo de vento com curvatura sentido anti-horário e/ou devido ao cisalhamento com velocidades mais altas à direita, como se vê na direção do fluxo.

Negative vorticity due to shear

Negative vorticity due to shear

Negative vorticity due to curvature

Negative vorticity due to curvature

Vorticidade negativa desenvolve-se num campo de vento com curvatura no sentido horário e/ou devido ao cisalhamento com velocidades mais altas à esquerda, como se vê na direção do fluxo.
Vorticidade negativa no nível de 500 hPa é frequentemente associada com um tempo agradável e "ridges" de alta pressão.

A vorticidade é uma medida importante e é usada para localizar áreas de atividade dinâmica e frentes. A equação-omega, uma equação utilizada para prever o movimento vertical, liga a vorticidade e movimentos verticais. Nós definimos: ascendente velocidade vertical ascendente ocorre onde existe advecção de vorticidade positiva determinada pelo vento térmico.

Thermal wind

Thermal wind

A vorticidade geostrófica ao nível de 700 hPa é frequentemente utilizada como um valor representativo para a equação-omega. O vento térmico é simplesmente uma construção matemática (diferença entre o vetor ventos geostróficos em duas alturas ou pressões diferentes) e não um verdadeiro vento. Para examinar o vento térmico são necessários mapas de densidade.

Um mapa de densidade entre duas pressões diferentes (por ex. 500 e 1000 hPa), é uma medida da média da temperatura virtual potencial dentro dessa camada, em que a cor azul corresponde a frio e vermelho corresponde a quente. O vento térmico é paralelo aos contornos da densidade. Cores da densidade muito diferentes num espaço estreito indicam um gradiente horizontal de temperatura muito acentuada e, portanto, um vento térmico intenso. De acordo com a relação do vento térmico, o gradiente de temperatura horizontal causa a mudança do vento geostrófico com altitude (a intensidade é representado pelo vetor do vento térmico).

Note que se linhas grossas atravessam as linhas de pressão, há temperatura de advecção (transporte de massa de ar quente ou frio dentro do vento). O vento é paralelo às linhas de pressão e mais intenso se as isóbaras (linhas de pressão constantes) estão próximas.
Ares ascendentes favorecem a formação de nuvens e precipitação e esta é uma boa razão para consultar mapas de vorticidade. Pode ser difícil avaliar os movimentos verticais e vorticidade, mas existem razões históricas. Se você está interessado, veja diretamente os mapas da velocidade vertical.

CAPE (energia potencial convectiva disponível)

A Energia Potencial Convectiva Disponivel (CAPE) é uma medida de instabilidade através da profundidade da atmosfera e está relacionada com a força de correntes ascendentes em trovoadas. Ela define a quantidade de energia (num pacote de ar) que está disponível para a convecção. É proporcional ao potencial máximo de velocidade vertical dentro de uma corrente ascendente. O CAPE é medido em joules por quilograma (J/kg). Quanto maior o valor, maior o potencial de clima severo, como trovoadas. Por exemplo, um CAPE superior a 2500 J/Kg indica uma forte instabilidade, enquanto que as trovoadas pesadas podem exceder 5000 J/Kg.

Imagine um pacote de ar como um balão cheio de ar. Como o ar quente é menos denso do que o ar frio, o balão sobe enquanto estiver mais quente do que o ambiente. Neste caso, a temperatura do balão diminui com uma velocidade de cerca de 1 Kelvin por 100 metros. Portanto, a temperatura da atmosfera deve diminuir mais de 1 Kelvin por 100 metros para um aumento ilimitado. Agora, o balão tem mais energia do que o ambiente, porque o ar quente contém mais energia do que o ar frio. Esta energia está disponível para a subida do balão. Além disso, uma maior humidade também aumenta a quantidade de energia. Juntos, a temperatura e a humidade compõem a quantidade total de energia disponível para subir (no sentido meteorológico: convecção), que é expresso com CAPE. Portanto, o CAPE é baseado nas propriedades do ar do balão (pacote de ar) em comparação com o ambiente. Por exemplo, CAPE é maior com uma maior diferença de temperatura entre o pacote de ar e o ambiente. Juntamente com CIN, CAPE pode fornecer informações sobre a possibilidade de trovoadas.

Convective inhibition

Convective Inhibition (CIN) representa a quantidade de energia que um pacote de ar precisa para atingir o nível de convecção livre (convecção: ver também a corrente ascendente convectiva). É expressa em joules por quilograma (J/Kg). É improvável que haja trovoada fortes se a Convective Inhibition for grande, embora a presença de CIN não exclua o desenvolvimento da trovoada, desde que não seja muito alta. Por exemplo, a CIN baixa (<50J/kg) indica uma fração atmosférica fraca que pode ser facilmente quebrada pelo aquecimento da superfície, enquanto que a CIN elevada (> 200J/kg) impede um desenvolvimento de trovoada. CIN é dada como um valor através da profundidade da atmosfera, pois é independente da altitude.

Imagine um pacote de ar como um balão cheio de ar. O balão aumenta enquanto a temperatura for maior do que a do ambiente. Mas se a temperatura ambiente for maior, o aumento é impedido. Portanto, o balão deve ser levado a um nível onde ele pode subir livremente, que é o nível de convecção livre. Esta ação requer uma certa quantidade de energia, que é expressa com convective inhibition. Assim, CIN simplesmente descreve a energia que é necessária até que o pacote de ar possa aumentar por conta própria, porque é mais quente do que o ambiente.

Juntamente com CAPE, a CIN fornece informações sobre a possibilidade de trovoadas, por exemplo.

Corrente ascendente convectiva

A convecção é o transporte vertical do aumento do ar na atmosfera como resultado da instabilidade atmosférica. Pode levar à formação de condensação e de nuvens. Massas de ar quente aumentam quando há uma taxa de descarga positiva. Portanto, a convecção ocorre quando o sol aquece o solo e a atmosfera inferior, por exemplo. O ar quente sobe devido ao fato de ser menos denso do que o ar frio. Isso significa que o ar quente é mais leve do que o ar frio nas mesmas condições de pressão e, portanto, continua aumentando enquanto permanecer mais quente do que o ambiente. Assim, o fator estimulante para a convecção são diferenças de densidade. É o mesmo princípio que nos ambientes aquáticos: Imagine um balão cheio de ar que você coloca debaixo de água. O que acontece é que o balão imediatamente sobe para a superfície, simplesmente porque é menos denso que a água, semelhante à convecção na atmosfera.

Corrente ascendente convectiva descreve a velocidade das massas de ar em ascensão. A alta velocidade é uma indicação de fortes correntes de ar ascendentes. As velocidades são expressas em metros por segundo (m/s). A corrente ascendente convectiva ocorre até ao nível em que a convecção pára devido à estabilidade atmosférica. Nesta extensão vertical, as velocidades são dadas como um valor independente da altitude.

Junta com alta humidade, alta corrente ascendente convectiva é uma indicação do risco de trovoada.

Lifted index

O valor da temperatura do solo é calculado e comparado com a temperatura real a uma altura de pressão específica. A diferença entre ambos os valores é o Lifted Index. Portanto, o Lifted Index (LI) é uma medida sem dimensões da instabilidade atmosférica e é expresso com valores entre -6 e +6.

O ar é estável para índice positivo e instável para números de índice negativos.

LI Condições
> 6 muito estáveis
1 a 6 estáveis, trovoadas não prováveis
-2 a 0 ligeiramente instáveis, trovoadas possíveis com presença de mecanismo de elevação (por exemplo, frente fria, aquecimento durante o dia, etc.)
-6 a -2 instáveis, trovoadas prováveis, algumas graves quando apresentam mecanismo de elevação
< -6 muito instáveis, trovoadas severas prováveis com mecanismo de elevação

LI é usado principalmente para previsões de trovoada. Por exemplo, valores negativos indicam correntes ascendentes mais fortes onde as trovoadas se podem desenvolver. Por outro lado, um índice elevado de zero ou superior indica condições estáveis, onde as trovoadas são improváveis. Nos mapas, o lifted index é dado como valor independente da altitude.

K-index

K-index (sem dimensões) é usado como uma medida da potencia de trovoada e para prever chuvas fortes. Depende da temperatura e da humidade e é baseado na seguinte equação:

k-index = 850 hPa Temperatura – 500 hPa Temperatura + 850 hPa Ponto de condensação – 700 hPa Deficit do ponto de condensação

Um valor k-index mais elevado geralmente significa uma maior potencia da trovoada. No entanto, o k-index não funciona bem com os sistemas de baixa pressão da escala sinóptica, enquanto isso funciona melhor para o desenvolvimento da trovoada de massa de ar. Além disso, o k-index não deve ser usado para determinar a gravidade da trovoada.

k-index Potencial da trovoada
< 20 trovoadas improváveis
20 a 25 trovoadas isoladas
26 a 30 trovoadas dispersas
31 a 35 poucas trovoadas
36 a 40 numerosas trovoadas
> 40 risco muito alto de trovoadas

K-index é independente da altitude, pois é calculado com variáveis em altitudes diferentes. Portanto, há um valor mostrado por coluna atmosférica em mapas.