Como se forma uma tempestade

Será um longo longo artigo com muitas fotos e destinado aos amigos da faculdade de ciências meteorológicas como uma pesquisa, mas se você ama a natureza e admira o seu incrível poder, ou tenha uma sensação de emoção e desafie alguns de seus fenômenos naturais mais fortes e intensos, pode ler o artigo das tempestades que inspiram sentimentos de reverência.

O que pode à primeira vista parecer processos e fenômenos caóticos e aleatórios, é regido por leis naturais bem compreendidas. Embora alguns fenômenos nas tempestades ainda evitem a plena compreensão, as tempestades e o mau tempo são um campo de meteorologia bem desenvolvido. Nosso entendimento é baseado em décadas de observação e pesquisa de inúmeros cientistas em todo o mundo.

Vamos explorar esse vasto tesouro de conhecimento e ver como e por que as tempestades se formam, por que alguns dias quentes de verão veem apenas nuvens de bom tempo enquanto outros surgem em tempestades severas. Veremos como os ventos moldam tempestades e definem seu caráter, porque algumas tempestades produzem granizo enquanto outras produzem apenas chuva. E muito, muito mais.

Este é o mundo emocionante do seu serviço meteorológico nacional, seus meteorologistas de rádio e TV, o mundo dos fotógrafos meteorológicos, o mundo dos observadores de tempestades e caçadores de tempestades. Vamos em frente!

Antes de começarmo

Não se preocupe com a terminologia. Existem muitos nomes para lembrar e isso leva tempo. É importante que você entenda o que está acontecendo na natureza.

Se você é novo nisso, provavelmente já sabe mais do que imagina. Você provavelmente experimentou muitos dos fenômenos sobre os quais vou falar.

Nem todas as nuvens produzem tempestades, de fato, poucas o fazem. Você pode identificar nuvens que indicam que uma tempestade pode se desenvolver, está se desenvolvendo ou se desenvolveu, apenas observando sua aparência geral. Eles parecem couve-flor .

A sério.

Couve-flor.

  Vamos dar uma olhada em como e por que as tempestades se formam.

Mas antes de entrar em detalhes, precisamos dar alguns passos para trás e olhar para o quadro geral. Para entender as tempestades, devemos primeiro mergulhar nossos dedos em fenômenos físicos subjacentes. Estes são fenômenos que você encontra em sua vida diária, muitas vezes, provavelmente, sem sequer perceber. Você certamente está familiarizado com a maioria deles, e nesta introdução veremos como eles influenciam o clima e as tempestades. Então, antes de falarmos sobre tempestades, vamos falar sobre o ambiente em que se formam e vivem – nossa atmosfera.

As duas seções seguintes  serão um pouco mais técnicas: são alguns processos físicos e propriedades, mas não vou aprofundar em equações. Saber disso é muito útil para entender como nuvens e tempestades funcionam.

A ATMOSFERA

A fina camada de gás ao redor do planeta que chamamos de nossa atmosfera é dividida em várias camadas. Enquanto a pressão cai com o aumento da altitude, a temperatura é mais dinâmica, diminuindo alternadamente e aumentando com a altitude. As camadas são:

  • Troposfera [superfície – ~ 12 km]
  • Estratosfera [~ 12 – 50 km]
  • Mesosfera [50 – 80 km]
  • Termosfera [80 – 700 km]
  • Exosfera [700 – 10 000 km]

Praticamente todo o clima acontece na troposfera e as nuvens de tempestade são (principalmente) confinadas na troposfera . Portanto, todos os fenômenos discutidos aqui ocorrem na troposfera, a menos que especificamente indicado de outra forma.

Curiosidades:

  • A borda do espaço – a linha Karman – está a 100 km de altura, dentro da termosfera
  • O maior passeio de balão e salto de pára-quedas realizado por Alan Eustace em 2014: ele subiu para 41,419 km e fez um salto seguro de pára-quedas.
  • Os meteoros aparecem na termosfera e mesosfera, geralmente entre 130 e 70 km. Alguns foram detectados tão alto quanto quase 170 km, e alguns penetram a menos de 20 km acima do solo, bem dentro da estratosfera.

Agora que vimos a estrutura da nossa atmosfera, vamos dar uma olhada na parte das tempestades da atmosfera onde vivemos.

Vamos dar uma olhada mais de perto na troposfera. A pressão ao nível do mar é de aproximadamente 1 bar ou 1000 millibar (mbar ou mb) . Se você conseguir chegar abaixo do nível do mar, sem mergulhar abaixo da superfície do mar, a pressão é maior. Por exemplo, na costa do Mar Morto, em Israel, a 430 m abaixo do nível do mar, a pressão do ar está um pouco acima de 1060 milibar.

Conforme você sobe na troposfera, a pressão cai. Isso acontece porque quanto mais alto você é, menos a atmosfera ou coluna de ar está acima de você, empurrando você para baixo. Na altitude do pico da montanha mais alta da Europa, o Monte Branco (4807 m), a pressão do ar é de apenas 430 mbar. Isso é menos da metade do que no nível do mar. No topo do Monte Everest (8848 m) a pressão do ar é de apenas 340 mbar. E na altitude de cruzeiro de aeronaves de cerca de 12 km é apenas cerca de 200 mbar, apenas 1/5 que ao nível do mar.

A troposfera esfria com a altitude, ou seja, quanto mais alto você for, mais frio será o ar. Em média, o ar é mais fria em cerca de 0,7 ° C para cada 100 m mais alto. Portanto, embora possa ser uma agradável temperatura de 25 ° C ou mais na superfície, é de -50 ° C ou abaixo na altitude de cruzeiro dos aviões a 10 km de altitude ou mais. A mudança gradual da temperatura com a altura é chamada de gradiente de temperatura vertical ou taxa de variação de temperatura .

Recapitulando: na troposfera a temperatura cai com a altura. Enquanto é geralmente relativamente quente perto da superfície, é muito fria no alto da troposfera. A taxa na qual a temperatura cai é chamada de gradiente de temperatura vertical.

Ainda está comigo? Ótimo! Em seguida, vamos dar uma olhada no que impulsiona a formação de tempestades.

 Flutuabilidade

Vamos primeiro definir uma parcela de ar . Vou usar muito esse termo. Um pacote de ar é um volume imaginário de ar. Pode estar a qualquer altitude, qualquer temperatura, qualquer pressão. Mantenha este conceito em mente.

O fenômeno físico fundamental por trás das tempestades é a convecção . Este é um processo no qual um fluido menos denso (seja um líquido ou um gás) se eleva dentro de um fluido mais denso.

A convecção é impulsionada pela flutuabilidade . A flutuabilidade é uma força ascendente experimentada por um objeto imerso em um fluido. A força é igual ao peso do fluido deslocado pelo objeto. Se o objeto for mais denso que o fluido, ele afunda – o objeto é flutuante negativamente. Se é mais leve, sobe e flutua na superfície – é positivamente flutuante .

Vamos ver alguns exemplos.

Um exemplo simples de flutuabilidade positiva: coloque um pedaço de madeira na água. A madeira é menos densa que a água, portanto flutua. A flutuabilidade neutraliza o peso e a força resultante no pedaço de madeira é zero.

Se você submergir um bloco de madeira abaixo da superfície e soltá-lo, ele ascenderá de forma flutuante até a superfície. A flutuabilidade é maior do que o peso da peça, portanto há uma força líquida ascendente que faz a madeira subir.

Outro exemplo de empuxo, muito mais próximo da força motriz das tempestades, são os balões de ar quente. Balões  são preenchidos com – ar quente. Quanto mais quente o ar (ou qualquer gás), mais ele se expande e menor sua densidade . Como o ar quente (Tb) contido no balão é menos denso que o ar ambiente do resfriador (Ts), ele é positivamente flutuante e forçado a subir – levando o balão e os passageiros com ele.

Um balão de ar quente usa queimadores de gás para aquecer o ar dentro dele. Na natureza, o aquecimento diurno do ar próximo ao solo faz com que o ar quente aumente de forma animada.

Agora de volta ao pacote de ar. Se a parcela de ar estiver mais quente que o ar circundante, ela irá – igual ao ar no balão de ar quente – subir de forma animada.

Ele continuará subindo enquanto permanecer flutuando no ar circundante.

Recapitulando : até agora descobrimos que uma parcela de ar quente sobe quando é cercada por ar mais fria. Isso ocorre porque o ar quente é menos denso que o ar frio e sobe devido à flutuabilidade. Esse processo é chamado de convecção.

Ainda aqui? Ótimo! Agora vamos dar uma olhada em como a água no ar se comporta e como ela influencia a convecção.

Mudanças de fase da água

A água está presente na atmosfera em forma sólida (gelo), líquida e gasosa. Para entender o clima e as tempestades, precisamos dar uma olhada em como a água se comporta.

A água muda de vapor para líquido para sólido e vice-versa. A mudança de um estado para outro é chamada de mudança de fase. Para mudar a água de sólido (gelo) para líquido (… água) para vapor (vapor), você precisa adicionar energia (calor).

Curiosidade : você precisa da mesma quantidade de calor para derreter um quilo de água gelada a 0 ° C, já que precisa aquecer o mesmo quilo de água derretida de 0 ° C a 80 ° C. É preciso muito calor para derreter o gelo! É preciso ainda mais calor para evaporar a mesma quantidade de água: é preciso 6 vezes mais energia para evaporar 1 kg de água fervente do que para derreter 1 kg de água gelada!

Você precisa adicionar calor para derreter o gelo e evaporar a água. Na outra direção, como a água se condensa de vapor para líquido e como se congela de líquido em gelo, o calor é liberado.

Assim, se as gotículas de água se condensarem do vapor no ar, o calor é liberado, aquecendo o ar. Se as gotas de água congelarem no gelo, o calor também será liberado, aquecendo o ar. Por outro lado, se o gelo (flocos de neve ou granizo, por exemplo) derrete, o calor é absorvido pelo ar, resfriando-o. Se as gotículas de água no ar evaporarem, mais uma vez o calor é absorvido, resfriando o ar.

Há também um atalho: a água pode passar diretamente de sólido para vapor – esse processo é chamado de sublimação. Em termos energéticos, é o mesmo que outros processos: é preciso energia para evaporar o gelo e a energia é liberada quando o vapor entra diretamente no gelo.

Recapitulando : mudanças de fase da água podem liberar ou absorver calor. Para obter gelo para derreter em água líquida ou para obter água líquida para vaporizar, o calor precisa ser adicionado (ou seja, o calor é absorvido pela água). Quando o vapor de água se condensa em água líquida, o calor é liberado. Quando a água líquida congela em gelo, o calor também é liberado.

Convecção

Como vimos, o ar mais quente tem uma densidade menor que o ar mais fria. Isso o torna flutuante, fazendo-o subir. É isso que faz com que os balões de ar quente subam. Se pegarmos uma parcela de ar quente e a colocarmos no ar frio, ela subirá. Se o ar quente ascendente não esfriar e / ou o ar circundante não aquecer, a parcela de ar quente subirá indefinidamente.

Este não é obviamente o caso. O aumento do ar quente esfria e, eventualmente, chega à mesma temperatura que o ar ao redor. Em seguida, ele perde a flutuabilidade e deixa de subir. A maneira como o ar em ascensão esfria é um fator muito importante na meteorologia.

À medida que o ar quente sobe, esfria adiabaticamente. Isto significa que o ar arrefece apenas devido à queda de pressão e expansão, a troca de calor com o ar circundante é insignificante. Uma parcela crescente de ar esfria cerca de 10 ° C (9,8 ° C, mais precisamente) para cada quilômetro que sobe. Este valor, 9,8 ° C / km, é chamado de taxa de lapso adiabático seco. Isso é uma taxa de resfriamento muito rápida, fazendo com que o ar seco atinja rapidamente a temperatura do ar ao redor.

Convecção úmida

O ar quente * úmido *, no entanto, se comporta de maneira um pouco diferente. Essa diferença é crucial para a formação das tempestades. À medida que a parcela de ar quente e úmida sobe, ele inicialmente resfria pelo índice de cadência adiabático seco, isto é, resfria em cerca de 10 ° C (9,8 ° C) para cada km que sobe.

No entanto, à medida que esfria, a umidade que o ar contém começa a se condensar. Como você deve se lembrar, a água que vai de vapor a líquido (a gotículas de água) libera calor, aquecendo o ar. Portanto, o ar morna e úmida esfria menos rapidamente que o ar quente e seco. À medida que sobe e esfria, mais e mais umidade se condensa em gotículas de água, liberando calor latente e aquecendo ligeiramente o ar. Além disso, à medida que o ar úmido sobe, as gotículas de água começam a congelar, liberando mais calor latente e aquecendo ligeiramente o ar.

A taxa na qual o ar úmido ascendente no qual a umidade já começa a condensar esfria com a altura é a taxa de lapso adiabático úmido: esfria em média menos de 6 ° C (tipicamente 5,5 a 6 ° C) para cada quilômetro que sobe. Assim, o aumento do ar úmido esfria apenas cerca de 2/3 da velocidade do ar seco .

Fato interessante : a taxa de lapso adiabático úmido não é constante – depende da temperatura e da pressão. A 1000 mbar a 20 ° C é de 4,3 ° C / km, a 0 ° C e a pressão de 600 mbar é de 5,4 ° C e -20 ° C e a pressão de 400 mbar é de 7,3 ° C / km.

Convecção úmida

Isso permite que o ar quente úmida aumente por muito mais tempo e atinja alturas maiores. Não só isso, como o ar úmido esfria mais lentamente, mantém uma diferença de temperatura maior com o ar circundante. Isso faz com que seja mais flutuante e suba mais rápido.

A altura em que a umidade se condensa pode ser vista visualmente; esta é a altura das bases das nuvens (em trovoadas a base é geralmente chamada de base sem chuva).

Recapitulando : quando o ar quente e úmido sobe e esfria, a umidade se condensa em gotículas de água, liberando o calor latente e aquecendo o ar. O ar, portanto, esfria menos rapidamente do que se não contivesse umidade. Isso faz com que o ar quente e úmido suba mais alto (e mais rápido) que o ar quente seco. Quando as gotas de água congelam, elas liberam mais calor latente, aquecendo o ar ainda mais.
Instabilidade atmosférica
À medida que o ar perto do solo aquece, torna-se cada vez mais instável e torna-se cada vez mais provável que se levante convectivamente. Agora, observamos quando a atmosfera é estável, menos estável e instável, o que isso realmente significa e como a convecção inicia.

Atmosfera estável e instável, instabilidade

A estabilidade atmosférica é a resistência da atmosfera ao movimento vertical do ar. Uma atmosfera estável inibe o movimento vertical. Uma atmosfera instável estimula o movimento vertical. A estabilidade depende de como a temperatura do ar muda com a altitude (a taxa de variação da temperatura ).

  • Muito estável : a temperatura aumenta com a altitude, uma inversão de temperatura. O ar ao nível do solo é negativamente flutuante e não sobe. Se o ar for forçado a subir, ele afundará novamente em direção ao solo.
  • Estável : a taxa de lapso de temperatura é menor do que a taxa de lapso adiabático seco (ou seja, cai menos que 9,8 ° C para cada quilômetro que  sobe), mas a temperatura diminui com a altitude. O ar ao nível do solo é negativamente flutuante e não sobe. Se o ar for forçado a subir, ele afundará novamente em direção ao solo.
  • Neutro : a temperatura é a mesma que a taxa de lapso adiabático seco. Ou seja, se o ar for forçado a subir, ele resfriará na mesma proporção em que a temperatura ao redor cai. Será neutra e flutuante.
  • Instável : a taxa de lapso de temperatura é maior que a taxa de lapso adiabático (9,8 ° C / km). O ar ao nível do solo é flutuante e vai subir.
  • Muito instável : a taxa de lapso de temperatura é muito maior que a taxa de lapso adiabático (9,8 ° C / km). O ar ao nível do solo é flutuante e aumentará rapidamente.

Inicio da convecção

Em um dia quente, a convecção começa quando o ar próximo à superfície aquece o suficiente para se tornar flutuante e começar a subir. Este processo é chamado de convecção livre . A temperatura na qual a convecção livre começa é chamada de temperatura convectiva . Quando a temperatura convectiva é atingida em um dia claro, quente e úmido, a atmosfera torna-se em desenvolvimento explosivo generalizado e começam as trovoadas. A altura em que a umidade no ar ascendente se condensa é chamada de nível de condensação convectiva (CCL) .

As parcelas de ar na superfície elevam-se com folga e não requerem outros mecanismos para iniciar o levantamento. Existem outras maneiras de fazer com que as parcelas de ar na superfície comecem a levantar, mesmo que o ar próximo à superfície seja estável (está abaixo da temperatura de convecção). É preciso haver outros mecanismos de elevação que empurram o ar para uma altura em que ele se torna flutuante e começa a subir.

Uma maneira típica de forçar as parcelas de ar para cima é ao longo de um limite, como uma frente fria ou uma frente quente . Uma frente fria efetivamente arremessa o ar quente à sua frente, forçando-o para cima. O estojo é invertido ao longo de uma frente quente: o ar mais quente (menos denso) é forçado sobre a cunha de ar frio, que está sendo empurrado lentamente para frente pelo ar quente (veja as figuras abaixo). A frente fria pode ser uma frente de escala grande (sinótica) ou o limite de fluxo de ar frio de uma tempestade já existente (limite de fluxo de saída).

A frente fria empurra para frente como um trator ou uma cunha, forçando o ar quente e úmido à frente dela para cima. Este movimento ascendente ajuda a iniciar a convecção.

Em uma frente quente , o ar quente empurra o ar mais frio à frente dele. Como o ar quente e úmido é mais flutuante que o ar frio, ele é empurrado para cima e sobre o ar frio. O ar frio forma uma cunha, que é lentamente empurrada pelo ar quente. Mais frequentemente do que não, uma frente quente produz convecção relativamente superficial e principalmente chuvas moderadas. Em alguns casos, tempestades também se formam na frente quente.

O ar quente é empurrado sobre o ar frio, formando uma cunha de ar frio entre o solo e o ar quente no ar. Normalmente, o ângulo da cunha é muito baixo e a frente quente produz pouca ou nenhuma convecção. Em alguns casos, em frentes quentes mais robustas, a convecção ocorre e forma chuvas e, mais raramente, tempestades.

Fato interessante : no beco Tornado, tempestades em frentes quentes são produtores prolíficos de tornados.

Há um terceiro tipo de frentes, muito mais raro, chamado dryline . Ao longo deste tipo de frente, a temperatura do ar não muda muito, mas a umidade (teor de umidade do ar) muda muito. Drylines formam perto de cadeias de montanhas, e sob as condições certas, também iniciam a convecção.

A convergência dos ventos da superfície também pode levar ao início da convecção. O ar na zona de convergência é forçado para cima. A zona de convergência também atua como um limite frontal se duas massas de ar tiverem temperaturas e / ou umidades significativamente diferentes. Além disso, as zonas de convergência são tipicamente áreas de forte acúmulo de umidade; o aumento da umidade aumenta a instabilidade convectiva, diminuindo o nível de condensação elevado e, consequentemente, também o nível de convecção livre.

Outra forma de iniciar a convecção é a elevação orográfica : o ar se move horizontalmente sobre o terreno plano, mas é forçado para cima quando encontra terreno mais alto (colinas, montanhas).

Existe outro mecanismo que pode auxiliar no início da convecção sem uma convergência de ventos na superfície ou elevação orográfica. Forcing nível superior acontece quando os ventos em altas altitudes (5-10 km) divergem, ou seja, o fluxo de ar se espalha. Isso cria uma área de baixa pressão, que incentiva o movimento vertical, o que, por sua vez, ajuda a elevar o ar úmido antes de atingir a temperatura de convecção.

Recapitulando : quando o ar quente e úmido próximo ao solo é aquecido pelo Sol, ele pode aquecer o suficiente para iniciar o levantamento convectivamente. A temperatura na qual este processo começa é chamada temperatura convectiva. Se esta temperatura não for atingida, a convecção não começará.
Outros processos podem ajudar o ar a subir e a convecção começar, mesmo se a temperatura convectiva não for alcançada. Esses processos são conhecidos como forçantes. Os mecanismos de forçamento incluem: frontais (frontal quente, frente fria) e limites de fluxo de saída (frentes frias de pequena escala produzidas por tempestades individuais), convergências de vento de superfície, elevação orográfica e forçamento de nível superior.

Medidas de instabilidade convectiva

Existem muitos tipos diferentes de medidas de instabilidade convectiva. O mais comum, e você vai encontrar em praticamente um em profundidade de previsão ou de discussões de caçador de temstade, é CAPE = C onvective A vailable P otential E nergia. É provável que você tenha ouvido caçadores de tempestades e entusiastas falarem sobre isso “CAPE isso, CAPE aquilo…”. O CAPE é o combustível para a convecção e as tempestades.

O CAPE é a energia que uma parcela de ar tem para o movimento ascendente. Quanto mais alto o CAPE, mais rápida e mais alta a parcela de ar pode subir. O CAPE depende da temperatura e da quantidade de umidade (umidade) no ar próximo ao solo e do gradiente de temperatura vertical. Quanto mais quente e úmido o ar no solo, maior o CAPE. Além disso, quanto mais rápido a temperatura cair com a altura, maior será o CAPE.

Existem várias variações do CAPE que você provavelmente encontrará: SBCAPE, MUCAPE, MLCAPE.

Curiosidade (s) : sob as condições certas, o aumento do ar sobe muito rápido! Enquanto a maioria das tempestades se forma em condições moderadamente instáveis ​​(CAPE até ~ 1000 J / kg), em alguns casos há muito mais energia disponível. Isso é chamado de extrema instabilidade e, nesses casos, os valores de CAPE podem atingir 6000 J / kg e mais. Quando tempestades se formam neste tipo de ambiente, a velocidade ascendente do ar é extrema, por vezes superior a 150 m / s! Isso é suficiente para manter as pedras de granizo com mais de 15 cm de diâmetro no ar!

A convecção forma tipos distintos de nuvens.

Nuvens convectivas são divididas em dois tipos ( gêneros ): cumulus e cumulonimbus. Cada tipo e espécie sucessivos exibem um desenvolvimento mais vertical como resultado da disponibilidade de energia mais convectiva. Quanto mais energia convectiva estiver disponível, maior será a nuvem convectiva. Em termos de alta convecção, existem dois tipos de convecção. Se as nuvens convectivas atingirem mais de 6 km de altura, isso é chamado de convecção profunda . Se as nuvens convectivas não chegarem tão alto, isso é chamado de convecção superficial . Apenas convecção profunda produz fortes pancadas de chuva e trovoadas.

Nuvens cumulus geralmente são nuvens inofensivas e convectivas com topos que lembram a couve-flor. Apenas o maior dos três, Cumulus congestus pode produzir pancadas de chuva mais fortes.

Nas nuvens convectivas, há cinco estágios distintos de desenvolvimento vertical: três estágios de nuvens cumulus ( humilis, mediocris, congestus ) e dois estágios de cumulonimbus, que já é uma tempestade. O primeiro estágio é o cumulonimbus calvus , que pode então evoluir para um cumulusimbus capillatus ou um cumulonimbus capillatus incus .

Vamos agora explorar cada etapa e depois passar para numerosos exemplos de cada etapa.

CUMULUS HUMILIS

Cumulus humilis , também conhecidas como nuvens de clima limpo, são as menores nuvens convectivas e o primeiro estágio no desenvolvimento de nuvens convectivas. Eles normalmente formam a altitude de 500 a 3000 m e têm desenvolvimento vertical limitado. O cumulus humilis raramente produz qualquer tipo de precipitação. Você pode identificar essas nuvens em muitos dias de verão; elas geralmente se formam no final da manhã ou no começo da tarde, à medida que o solo se aquece. Se eles estiverem presentes no início do dia, eles podem ser um sinal de uma atmosfera instável.

CUMULUS MEDIOCRIS

Os cumulus mediocris desenvolvem-se a partir de Cumulus humilis e apresentam um desenvolvimento mais vertical, até 3000 m de altitude. Eles geralmente não produzem precipitação, embora possam ocorrer uma chuva leve. Eles podem se desenvolver em nuvens congestus Cumulus maiores.

CONGESTO DO CUMULUS

As nuvens do cumulus congestus formam-se em convecção úmida profunda, como um estágio intermediário entre o cumulus mediocris e o cumulonimbus – um cumulus mediocris crescerá em um cumulus congestus se energia convectiva suficiente estiver disponível. Na aviação cumulus congestus também é conhecido como imponente cumulus (International Civil Aviation Organization). Cumulus congestus é um sinal de uma atmosfera muito instável e pode levar à formação de tempestades.

Características:

  • Normalmente mais alto que largo.
  • O ar na nuvem ainda não atingiu o congelamento, mantendo a forma afiada de couve-flor.
  • Ótimo desenvolvimento vertical.
  • Alcançando até 6 km de altura (20 000 pés).
  • Produzem frequentemente chuvas, raramente produzem chuvas intensas.
  • Forma do cumulus mediocris, raramente também do altocumulus castellanus ou do stratocumulus castellanus.
  • Também pode produzir troncos e trombas d’água.

CUMULONIMBUS CALVUS

O cúmulo-nimbo calvus é uma forma de nuvem Cumulonimbus com um topo afiado, arredondado e ondulante, ainda em ascensão. Ela se desenvolve a partir do cumulus congestus . As nuvens cumulonimbus, por definição, contêm cristais de gelo – elas estão presentes no cúmulimbus do calvus, mas ainda em pequenas quantidades.

O cúmulimbus do calvus desenvolve-se mais no Cumulonimbus capillatus e pode transformar-se em Cumulonimbus capillatus incus (parte superior do bigorna).

Características:

  • Os cúmulimbus calvus produzem raios.
  • Eles também produzem granizo.
  • E fortes ventos em linha reta (downburst).
  • Desenvolver-se-á em cúmulos Cumulonimbus capillatus se a corrente ascendente for forte.

CUMULONIMBUS CAPILLATUS

Cumulonimbus capillatus (fibroso-top) tem a parte superior ou borda da nuvem tem uma estrutura fibrosa, wispy. O termo capillatus vem do latim e significa “cabelo”. Um cumulonimbus capillatus geralmente parou de subir, seu topo pode estar se espalhando lateralmente.

CUMULONIMBUS CAPILLATUS INCUS

Cumulonimbus capillatus incus (parte superior da bigorna) é uma nuvem cumulonimbus que desenvolveu a característica forma plana, em forma de bigorna. Um topo de bigorna indica uma corrente ascendente muito forte, a mais forte entre as espécies Cumulonimbus. As bigornas geralmente chegam a 10-12 km de altitude, mas podem chegar a 16-18 km perto do equador.

Características:

  • Relâmpago intenso.
  • Saudar. Geralmente relativamente pequeno, com 0,5 a 2 cm de diâmetro, mas pode se tornar muito maior e prejudicial.
  • Chuva pesada. Chuvas muito fortes e ou mais chuvas podem levar a inundações repentinas.
  • Vento forte. Ventos fortes de linha reta podem ocorrer. Sob as condições certas, eles podem exceder critérios severos ou mesmo muito severos.
  • Bicas de água e escarpas. Menos frequente que o acima.
  • Tornados Muito menos frequente do que o acima.

EXEMPLOS

Nuvens convectivas podem apresentar uma variedade considerável de aparências, dependendo do tipo, tamanho e força de updraft. Os exemplos a seguir abrangem grande parte da variedade de nuvens convectivas. Cada exemplo inclui uma foto de uma nuvem convectiva ou várias nuvens convectivas com argumentação para seu nome.

  • Desenvolvimento vertical: até onde a nuvem alcança.
  • Topo da nuvem: o topo da nuvem é nítido ou
  • Precipitação: há precipitação? Fraco? Forte?

 

Exemplos de nuvens, como distingui-las visualmente

EXEMPLO 1/15

Cumulus congestus . O topo da nuvem é nítido. O desenvolvimento vertical é significativo, no entanto, provavelmente menos de 6 km *. Um forte aguaceiro está em curso sob a nuvem. Foto: Jesper Mulderij.

* – a base da nuvem é provavelmente a <3000 m de altitude e aparece aproximadamente na mesma extensão vertical da base até o topo da nuvem.

EXEMPLO 2/15

Cúmulimbus calvus . Existe um grande desenvolvimento vertical nesta nuvem. Assumindo uma base de nuvens a 1-2 km *, a nuvem atinge 6-10 km de altitude. Está produzindo fortes chuvas. Foto: Sandro Puncet.

EXEMPLO 3/15

Cumulonimbus capillatus (distante). As nuvens estão produzindo raios, indicando que níveis de congelamento foram atingidos. Os topos das nuvens têm uma aparência fina, portanto, capillatus. Nenhuma forma de bigorna distinta foi formada. Foto: Sandro Puncet.

EXEMPLO 4/15

Cumulonimbus capillatus . A nuvem exibe um grande desenvolvimento vertical. A atividade de raio indica que o nível de congelamento foi atingido na parte superior da nuvem, portanto, é um cumulonimbus. O topo não é afiado, mas difuso (fibroso), portanto capillatus. Nenhuma forma de bigorna é desenvolvida. Foto: Sandro Puncet.

EXEMPLO 5/15

Cumulonimbus capillatus incus . A nuvem novamente exibe um grande desenvolvimento vertical. A atividade de raio indica que o nível de congelamento foi atingido na parte superior da nuvem, portanto, é um cumulonimbus. O topo é desenvolvido em uma forma de bigorna distinta e afiada, portanto capillatus incus. Foto: Sandro Puncet.

EXEMPLO 6/15

Cumulonimbus capillatus incus . O topo da nuvem tem uma aparência fibrosa (fina), portanto capillatus. A nuvem também tem uma bigorna bem desenvolvida, portanto é uma bigorna cumulonimbus. Observe uma linha de nuvens cumulus mediocris na frente da base do cumulonimbus. Foto: Marin Pitton.

EXEMPLO 7/15

Cumulonimbus capillatus incus . Várias bigornas bem desenvolvidas indicam que estas são Cumulonimbus capillatus incus. Foto: Sandro Puncet.

EXEMPLO 8/15

Cumulonimbus capillatus incus . Foto: Marin Pitton.

EXEMPLO 9/15

Cumulonimbus capillatus incus . Foto: Sandro Puncet.

EXEMPLO 10 de15

Cumulonimbus capillatus incus . Foto: Sandro Puncet.

EXEMPLO 11/15

Cumulonimbus capillatus incus . Foto: Marko Korošec.

EXEMPLO 12/15

Cumulonimbus capillatus incus . Duas nuvens cumulonimbus distantes em forma de bigorna. Foto: Marko Korošec.

EXEMPLO 13/15

Cumulonimbus capillatus incus . Forma de bigorna distante, muito grande, portanto Cumulonimbus capillatus incus. Foto: Marko Korošec.

EXEMPLO 14/15

Cumulonimbus capillatus incus . Cumulonimbus em forma de bigorna de livro didático. Foto: Devid Raziel Penguti .

EXEMPLO 15/15

Cúmulimbus calvus . Um relâmpago indica uma tempestade, um cúmulo-nimbo. A parte superior da nuvem ainda tem arestas vivas (embaçada apenas por uma exposição ligeiramente mais longa), portanto, um calvus Cumulonimbus. Foto: Jure Atanackov.

Vimos como as nuvens convectivas se assemelham a couve-flor, como a flutuabilidade impulsiona a convecção e como a convecção impulsiona as tempestades. Nós aprendemos os vários tipos de nuvens convectivas. Em seguida, vamos dar uma olhada em como as tempestades funcionam: como a instabilidade influencia sua forma, como o vento influencia seu comportamento e nós.

Tempestades

Nesta seção, vamos dar uma olhada geral nas tempestades. O que é uma tempestade típica? Vamos desmontar uma tempestade em seus componentes básicos e como eles fazem a tempestade funcionar.

Tempestade típica – Cumulonimbus capillatus incus

A forma de nuvem mais característica e típica associada a tempestades é Cumulonimbus capillatus incus : uma torre convectiva (updraft) achatada em forma de bigorna. Como já vimos no capítulo anterior, parece literalmente uma bigorna. É tipicamente mais de 10 km de altura e, por vezes, atinge tão alto, transforma-se dia em noite para alguém abaixo dela.

Se você vir uma nuvem dessa forma à distância – isso é uma tempestade. Enquanto outras variedades de nuvens cumulonimbus também produzem tempestades , a nuvem em forma de bigorna é a mais distinta – e está associada às mais fortes tempestades.

Por que esta forma? Deixe-nos ver.

Uma tempestade (ou até mesmo um banho de chuva) é organizada em dois componentes principais: updraft e downdraft . A corrente ascendente é o aumento do ar quente e úmido no meio da tempestade. O fluxo descendente é o ar resfriado descendente, contendo precipitação.

Primeiro, vamos dar uma olhada no updraft .

Updraft

corrente ascendente da tempestade é o ar morno úmido que se ergue convectivamente. É invisível ao olho abaixo do nível de condensação e torna-se visível como a nuvem de ‘couve-flor’ acima do nível de condensação.

O updraft varia muito entre diferentes tempestades. Sua força, a velocidade do ar dentro dele (ou seja, a rapidez com que a parcela de ar sobe), a inclinação e possivelmente a rotação dependem de:

  • quão flutuante é o ar quente em ascensão
  • como é o CAPE : é curto, gordo ou comprido, fino
  • como a velocidade do vento muda com a altura
  • como a direção do vento muda com a altura

Nós vamos trabalhar de baixo para cima.

A aparência visual da corrente ascendente pode dizer muito sobre sua força e potencial para produzir uma forte tempestade. À medida que a corrente ascendente sobe passando por várias fases do Cumulus e potencialmente Cumulonimbus , ela esfria e, eventualmente, perde a flutuabilidade. Além da velocidade na qual a corrente ascendente aumenta, a aparência de sua aresta é indicativa de sua resistência.

Correnteza afiada e nítida em uma forte tempestade no norte da Itália. Esta é uma forte corrente de ar. Foto: Marko Korošec.

Uma borda afiada e nítida , que pode parecer uma explosão, indica uma forte corrente ascendente. Pode, às vezes, formar uma tampa de nuvem de pilha em cima dela. Por outro lado, uma borda suave e difusa é indicativa de uma corrente ascendente fraca, que perdeu sua força e velocidade ascendente e provavelmente não está aumentando mais.

Velocidade ascendente do updraft

As nuvens Cumulus humilis e Cumulus mediocris apresentam, em geral, correntes ascendentes suaves, com velocidades verticais de cerca de 2-3 m / s. Tempestades fracas podem ter velocidades de subida vertical de 6-12 m / s. Em tal velocidade, uma tempestade se desenvolverá verticalmente por 10 km em cerca de 15 minutos.

Do outro lado do espectro estão tempestades severas. Uma trovoada severa pode ter uma corrente vertical subindo a 30-35 m / s. Nos casos mais extremos, as correntes ascendentes severas aumentam até 75-80 m / s! Isso significa que o updraft sobe por um quilômetro inteiro em menos de 15 segundos e pode chegar a 10 km em 2-3 minutos – isso é chamado de desenvolvimento explosivo de tempestade.

Correntes ascendentes explosivas em uma tempestade severa sobre a planície central de Po, norte da Itália. 17 de julho de 2009. Esta tempestade teve uma corrente ascendente forte o suficiente para segurar o granizo do tamanho de uma bola de tênis. Foto: Marko Korošec.

Updraft explosivo em uma tempestade severa sobre a Eslovénia central. Observe as bordas nítidas da corrente ascendente, indicando sua força. 28 de junho de 2008. Foto: Marko Korošec.

Ao observar as nuvens cumulus e cumulonimbus se formando em dias diferentes, você notará em alguns dias que as correntes ascendentes crescem verticalmente para cima, enquanto nos outros dias elas são inclinadas.

A inclinação de uma corrente ascendente depende da força, da velocidade ascendente da corrente ascendente e de como o vento muda com a altitude. Mudança na velocidade do vento e / ou direção com o aumento da altitude é chamada de cisalhamento do vento . Quanto mais cisalhamento houver, mais a corrente ascendente será inclinada.

Vamos dar uma olhada em três situações diferentes:

  • Há pouco ou nenhum cisalhamento
  • Há wind shear present, vento muda velocidade com altura, mas não direção
  • Vento cisalhamento presente, o vento muda de velocidade e / ou direção com altura

Pouco ou nenhum cisalhamento

Um ambiente típico com nuvens convectivas se desenvolvendo em um ambiente praticamente sem vento a qualquer altitude é dentro de um anticiclone de verão. Geralmente, o clima é muito estável durante os anticiclones, à medida que um anticiclone enfraquece gradualmente e / ou as temperaturas próximas ao solo se tornam muito altas, tempestades de calor típicas de verão se desenvolvem. À medida que crescem através da fase Cumulus congestus em Cumulonimbus, essas correntes ascendentes permanecem verticais. As tempestades que se formam nesse ambiente são essencialmente uma corrente ou pulso único que se dissipa em 20 a 30 minutos. À medida que se dissipam, novas correntes de ar podem, às vezes, se formar em seus flancos.

Esquema de nuvens convectivas profundas em pouco ou nenhum cisalhamento vertical do vento. A corrente ascendente sobe verticalmente, com pouca ou nenhuma inclinação.

Cumulonimbus capillatus incus em muito pouco cisalhamento do vento. Observe a bigorna simétrica. A subida ascendente para a esquerda está produzindo uma aparência ligeiramente inclinada, no entanto, é na verdade uma nova corrente ascendente, separada da que criou a bigorna.

 Vento cisalhamento presente, o vento muda de velocidade com a altura, mas não a direção

Ambientes com cisalhamento de vento normalmente produzem corrente ascendente inclinada. O cisalhamento no qual somente a velocidade do vento muda (geralmente aumenta) com a altura é chamado de unidirecional ou de velocidade de cisalhamento . A corrente ascendente é levada ainda mais a favor do vento, com os ventos aumentando à medida que sobe na troposfera. Assim, as correntes ascendentes inclinadas são um sinal visual de um ambiente cortado. Normalmente, se tempestades se formam nesse tipo de ambiente, elas são tempestades multicelulares . Entraremos em muito mais detalhes sobre multicélulas no próximo capítulo “Tempestades severas”.

Nuvens Cumulus congestus inclinadas em um ambiente moderadamente a fortemente cisalhado.

Vento cisalhamento presente, o vento muda de velocidade e / ou direção com altura

O ambiente que é particularmente condutivo para tempestades severas é um ambiente onde o vento muda de velocidade e / ou direção com a altura. Isso é chamado de cisalhamento direcional . Se o vento mudar de direção no sentido horário com o aumento da altura, ele produzirá um perfil de vento vertical . Uma mudança de direção no sentido anti-horário produz um perfil de vento vertical de apoio . Os perfis de vento de apoio raramente são associados a tempestades elétricas, uma vez que são tipicamente associados ao influxo de ar frio na superfície. Os perfis de Veering, por outro lado, são tipicamente associados com o influxo de ar quente na superfície e freqüentemente com tempestades severas.

Um ambiente onde a direção do vento muda com a altura produz uma corrente ascendente rotativa . Toda a corrente ascendente gira em torno do seu eixo vertical (inclinado). Uma tempestade com uma corrente ascendente rotativa persistente é chamada de supercélula . A rotação geralmente produz recursos rotacionais visualmente aparentes, como estrias.

Ascendente rotativo em uma tempestade (supercélula). A rotação produz uma aparência estriada para a corrente ascendente, com recursos rotacionais visíveis. O updraft em tal tempestade também é inclinado, no entanto, neste caso, a direção da visão é diretamente para a inclinação, por isso parece vertical. Essa tempestade se formou perto de Concordia-Sagittaria, NE, Itália em 12 de julho de 2016. Foto: Jure Atanackov.

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A mesma tempestade de uma distância um pouco maior e em um ângulo ligeiramente diferente. A aparência estriada e rotacional da corrente ascendente é aparente. A inclinação é melhor revelada a partir desse ângulo (o ângulo ainda não era o ideal e a corrente ascendente tinha uma inclinação maior do que a aparente nesta foto). Foto: Marko Korošec.

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Torrente rotativa (supercélula) sobre Kaposfo, Hungria. 11 de julho de 2017. Melhor visto após 1:30 marca. Vídeo: Rafael Schmall. .

Algumas correntes ascendentes rotativas mostram sinais claros de rotação, como é evidente no caso acima, enquanto em outros casos a rotação não é prontamente aparente. Entraremos em muito mais detalhes sobre a rotação de updrafts no próximo capítulo “Supercells”.

Recapitulando : o cisalhamento do vento e do vento tem efeitos importantes na maneira como uma corrente ascendente se comporta. Se houver pouco corte de vento, as correntes ascendentes subirão verticalmente. Se o vento mudar de velocidade com a altura, mas mantiver a mesma direção (velocidade de corte) , as correntes ascendentes serão inclinadas . Se os ventos também mudarem de direção com a altura (corte direcional) , as correntes de ar poderão começar a girar .

Para alguns exemplos!

Exemplo 1/4

Ambiente muito instável e altamente cortado: numerosos Cumulus congestus fortemente inclinados.

Exemplo 2/4

Córnus congestus fortemente inclinado

Exemplo 3/4

Corrente de transferência rotativa: características rotacionais prontamente visíveis.

Exemplo 4/4

Corrente ascendente fortemente inclinada (Cumulonimbus calvus) em um ambiente muito fortemente cortado.

Ótimo! A seguir, descobrimos por que algumas correntes ascendentes têm tampas brancas finas.

Tampas de nuvem Pileus

Freqüentemente, uma fina nuvem branca se forma acima de uma corrente ascendente que cresce rapidamente – uma nuvem de pileus . Ela se forma como um ar úmido, mas estável, acima de uma corrente ascendente que se eleva rapidamente, sendo empurrada para cima, fazendo com que a água se condense. Trata-se de uma nuvem de curta duração, que se desvanece ou é ultrapassada pela corrente ascendente ascendente, formando então uma fina nuvem de colar, chamada nuvem velum .

Estágio 1: subida ascendente ainda abaixo da camada estável de ar úmido no ar.

Estágio 2: a corrente ascendente empurra a camada estável de ar úmido para cima, fazendo com que ela se condense e formando a nuvem de pileus (cap).

Estágio 3: levantando socos de correntes ascendentes através da capa de nuvem de pileus, formando uma nuvem velum.

As nuvens de Pileus são mais frequentemente encontradas acima das nuvens Cumulus congestus e Cumulonimbus calvus que crescem rapidamente .

Curiosidade : nuvens pileus podem ser encontradas acima de outros tipos de correntes ascendentes que crescem rapidamente, como colunas de erupções vulcânicas e explosões nucleares.

Para exemplos!

EXEMPLOS :

Nível de Equilíbrio

Agora vimos por que algumas correntes ascendentes são verticais, enquanto outras estão inclinadas e algumas até giram. Agora vamos dar uma olhada em como é o topo da updraft e por quê.

Nos perguntamos no começo desta seção:

  • Por que um cúmulimbus capillatus obtém seu distintivo topo fibroso?
  • Por que um cúmulo-do-capim tem essa forma?
  • Por que muitas tempestades têm a forma de bigorna distinta, mas não todas?

Vamos ver porque as nuvens Cumulonimbus capillatus obtêm a aparência fibrosa e porque as cúmulos Cumulonimbus capillatus se espalham em sua forma de bigorna distinta. Tudo tem a ver com o nível de equilíbrio .

À medida que o ar na corrente ascendente sobe, ele esfria. O resfriamento é adiabático, o que significa que esfria devido à expansão quando a pressão cai com a altura. Não há praticamente nenhum resfriamento devido à transferência de calor com o ar mais frio ao redor. Enquanto o ar em ascensão (parcela) é mais quente que o ar circundante, ele é flutuante. Ao atingir a temperatura ambiente, ele deixa de subir, atingindo o nível de equilíbrio (EL). Este nível também é conhecido como o nível de flutuabilidade neutra (LNB) ou o limite de convecção (LOC).

Em outras palavras: o nível de equilíbrio é a altitude na qual uma corrente ascendente  cessa de subir, tendo seu ar resfriado até a mesma temperatura do ar circundante.

Vamos dar uma olhada nas duas situações diferentes:

  • O nível de equilíbrio é a altura em que a ascendente ascendente arrefece até à temperatura do ar circundante
  • O nível de equilíbrio é produzido por uma inversão de temperatura, o que impede que a corrente ascendente continue subindo

O nível de equilíbrio é a altura em que ar ascendente arrefece até à temperatura do ar circundante

Neste caso, a corrente ascendente e adiabaticamente refrescante eventualmente “fica sem energia”. Quando o ar na corrente ascendente esfria até a temperatura do ar circundante, ele perde a flutuabilidade e pára de subir. A altura em que isso acontece pode ser de vários quilômetros a mais de 10 km de altura. Você pode discernir visualmente uma corrente ascendente que atingiu o nível de equilíbrio neste caso: uma corrente ascendente que parou de subir (ou está prestes a) perde sua borda afiada e se torna mole. As correntes ascendentes mais fortes elevam-se acima do nível de congelamento, e as gotículas de água subindo com a corrente ascendente congelam em cristais de gelo. À medida que as correntes ascendentes deixam de subir, a parte superior se espalha em uma borda fibrosa e difusa, formando um Cumulonimbus capillatus.

A corrente ascendente sobe em direção ao nível de equilíbrio através dos estágios Cumulus congestus e Cumulonimbus calvus.

A corrente ascendente atinge o nível de equilíbrio. O topo da nuvem torna-se fibroso, à medida que os cristais de gelo formam um topo fino e difuso. Este é um Cumulonimbus capillatus.

O nível de equilíbrio é produzido por uma inversão de temperatura, o que impede que a corrente ascendente continue subindo

Nesse caso, a corrente ascendente encontra uma forte inversão de temperatura, que atua como teto. A corrente ascendente rapidamente perde a flutuabilidade dentro e acima da inversão, efetivamente encontrando um teto para seu movimento vertical. A corrente ascendente se espalha lateralmente abaixo da inversão, formando a forma distintiva da bigorna de um cúmpulo cumulunimbus capillatus .

A corrente ascendente sobe em direção ao nível de equilíbrio através dos estágios Cumulus congestus e Cumulonimbus calvus.

tropopausa é uma importante inversão de temperatura, controlando o desenvolvimento vertical de fortes tempestades.

O PAPEL DA TROPOPAUSA

A tropopausa é o limite na atmosfera da Terra entre a troposfera e a estratosfera. É uma forte inversão de temperatura: a temperatura cai com a altura à medida que você sobe através da troposfera, mas começa a subir novamente à medida que você atravessa a tropopausa até a estratosfera.

A Organização Meteorológica Mundial define a tropopausa como: “A fronteira entre a troposfera e a estratosfera, onde geralmente ocorre uma mudança abrupta na taxa de lapso. É definido como o nível mais baixo a que a taxa de lapso diminui para 2 ° C / km ou menos, desde que a taxa média de descida entre esse nível e todos os níveis mais altos dentro de 2 km não exceda 2 ° C / km. palavras, é um limite, uma camada com uma taxa de lapso muito pequena, ou seja, a temperatura do ar muda muito pouco com o aumento da altitude.

A altura da tropopausa não é a mesma em todo o mundo. A altura da tropopausa depende da latitude: em latitudes acima de 60 ° (norte ou sul) tem 9-10 km de altura, mas chega a 17-18 km próximo ao equador.

As correntes ascendentes fortes, que formam fortes tempestades, elevam-se até à tropopausa. A tropopausa é uma inversão de temperatura muito forte que limita o crescimento até das correntes ascendentes mais fortes. Como a taxa de variação da temperatura vertical na estratosfera (acima da tropopausa) é positiva, a corrente ascendente não está mais flutuando e a tropopausa é o limite final do desenvolvimento ascendente ascendente. Muito pouco desenvolvimento ascendente é possível acima deste nível. É também por isso que as tempestades mais fortes têm grandes bigornas que se desenvolvem no nível da tropopausa.

Diagrama de um cúmulo de Cumulonimbus capillatus com nível de equilíbrio na tropopausa. A corrente ascendente permanece flutuante em toda a troposfera: esfria à medida que sobe (na taxa de lapso adiabático úmido), mas não esfria à temperatura do ar circundante. Ao atingir a tropopausa, o ar circundante não esfria mais com o aumento da altura e o ar ascendente na corrente ascendente logo se resfria com a temperatura do ar circundante, não aumentando mais. Com efeito, atinge o teto e não pode mais subir. O impulso ascendente é transformado em momentum lateral (lateral) e a corrente ascendente se espalha em forma de bigorna.

Recapitulando

O nível de equilíbrio é o limite do desenvolvimento ascendente de uma corrente ascendente . Este é o nível no qual o ar ascendente na corrente ascendente esfria até a temperatura do ar ao redor. Assim, o ar na corrente ascendente perde sua flutuabilidade positiva e pára de subir . A altura do nível de equilíbrio depende da temperatura do ar na corrente ascendente ascendente e da temperatura do ar circundante (isto é, da energia potencial convectiva disponível do ar ascendente). As updrafts fracas têm baixos níveis de equilíbrio, enquanto as updrafts mais fortes têm níveis mais altos de equilíbrio .

Em trovoadas, a forma da nuvem Cumulonimbus depende do nível de equilíbrio. Quando o nível de equilíbrio não é definido por uma inversão de temperatura, a corrente ascendente forma um topo fibroso e fino, tornando-se um Cumulonimbus capillatus. Quando o nível de equilíbrio é definido por uma inversão de temperatura, ele age como um teto e a corrente ascendente se forma em uma forma de bigorna, tornando-se um cúmulus Cumulonimbus capillatus. Atualizações em tempestades fortes geralmente sobem até a tropopausa.

Para alguns exemplos.

EXEMPLO 1/3

Grande bigorna de uma intensa tempestade sobre o leste da Emilia Romagna (perto de Ferrara), norte da Itália. Dia muito instável com ar muito quente e quente ao nível do solo (temperatura acima de 35 ° C, ponto de orvalho em torno de 25 ° C) e níveis superiores frios. A corrente ascendente alcançou obviamente a tropopausa e está se espalhando em uma grande bigorna – formando um cúmulo de Cumulonimbus capillatus .

EXEMPLO 2/3

Tempestade sobre o norte do mar Adriático, exibindo uma morfologia muito diferente. A corrente ascendente passou através do cumulus congestus(há um cumulus congestus na borda direita da foto) em calvus do cumulonimbus e atingiu o nível de equilíbrio (EL) significativamente abaixo da tropopausa, provavelmente em torno de 7-8 km de altitude. A corrente ascendente desenvolveu uma bigorna muito fracamente definida, fibrosa em aparência – cumulonimbus capillatus . Virga é visível no descendente ao redor do arco-íris fragmentário. Observe o arco-íris terminando em uma grande altitude, indicativo de evaporação da precipitação (isto é, a precipitação evapora completamente – virga).

Há uma tromba d’água abaixo da corrente principal – você consegue identificá-la?

EXEMPLO 3/3

Bigorna, de, um, supercell, tempestade temporal, sobre, a, Friuli, planície, NE, Italy. Bem desenvolvido bigorna com uma borda relativamente afiada e algumas nuvens mammatus desenvolvidas. Tropopausa estava a 12 km de altitude neste dia (12Z 16080 LIML Milano soando).

Overshooting top

Tops de overshooting se desenvolvem em tempestades que têm correntes de ar particularmente fortes. Os topos de overshotot normalmente se desenvolvem nas nuvens de cúmulos Cumulonimbus capillatus . A corrente ascendente perfura através do nível de equilíbrio (e, portanto, a bigorna), subindo mais devido ao seu momento, apesar de não ser mais flutuante. Um topo overshooting é geralmente de curta duração, várias dezenas de segundos, até vários minutos. Em casos raros, pode persistir por muito mais tempo.

Um top ultrapassado, particularmente persistente, é uma indicação de uma tempestade potencialmente severa.

Uma parte superior do overshooting é difícil de ver e só pode ser vista em tempestades distantes. É evidente também nas imagens de satélite, em particular em ângulos baixos do Sol (ou seja, de manhã e, mais frequentemente, no final da tarde).

EXEMPLOS

Overshooting top em uma tempestade severa no centro da Eslovénia. Observe também as nuvens pileus / velum na corrente ascendente no primeiro plano. 28 de junho de 2008. Foto: Marko Korošec.

Overshooting top em uma tempestade severa perto de Ancona, norte-central da Itália em 26 de junho de 2016. Observe a corrente ascendente em massa! Foto: Marko Korošec.

Anvil vs. vento

Como a bigorna está se formando, está sob a influência de ventos de nível superior. Normalmente, à medida que você sobe na troposfera, os ventos aumentam. Sob condições estáveis ​​e de alta pressão, os ventos na parte superior da troposfera podem ser muito fracos, abaixo de 10 km / h. No entanto, sob condições mais instáveis ​​quando uma corrente de jato pode estar presente no ar, a velocidade do vento pode exceder 200-250 km / h. A força dos ventos de nível superior influencia fortemente a forma da bigorna. Nós olhamos como.

Pouco ou nenhum vento de cisalhamento e ventos de nível superior

Em um ambiente instável com pouco ou nenhum cisalhamento do vento, a corrente ascendente se moverá verticalmente e se espalhará de maneira uniforme (radialmente) ao atingir o nível de equilíbrio.

Cumulonimbus capillatus incus sobre as planícies da Croácia oriental. Praticamente sem cisalhamento do vento: a corrente ascendente é vertical, sem inclinação. A bigorna está se espalhando praticamente uniformemente em todas as direções. Observe outra bigorna à distância para o canto inferior direito. Foto: Anton Papić .

Forte vento cortante e ventos de nível superior

Quando o cisalhamento do vento está presente, a corrente ascendente torna-se inclinada e a bigorna torna-se deslocada / empurrada a favor do vento, na direção dos ventos de nível superior. Quanto mais forte for o vento e os ventos superiores, mais a corrente ascendente é inclinada e mais a bigorna é cortada.

A forma da bigorna em um ambiente cortado dependerá fortemente do equilíbrio entre ventos de nível superior e força de corrente ascendente. Quanto mais forte a corrente ascendente, mais ela pode ‘resistir’ aos ventos de nível superior. Quanto mais fortes os ventos do nível superior, mais eles alongam a bigorna. Vamos ver alguns exemplos para ilustrar esse efeito.

Forma de bigorna (e inclinação de corrente ascendente) em forte cisalhamento do vento, ventos de nível superior fortes quando a corrente ascendente é muito forte. O forte vento cortante inclina a corrente ascendente e alonga a bigorna a favor do vento. No entanto, como a corrente ascendente é muito forte e o impulso ascendente se transfere para o momentum lateral (horizontal) quando a corrente ascendente atinge a tropopausa, há momento suficiente para a bigorna espalhar alguma distância contra o vento. Quanto mais forte a corrente ascendente, mais contra o vento ela pode se estender (no mesmo nível de vento superior). Tipicamente, o bordo de ataque de tal bigorna será afiado e grosso. Isso é chamado de bigorna backsheared , muitas vezes é indicativo de um updraft muito forte e uma tempestade severa.

Quando a corrente ascendente é forte comparada com o vento cortante e ventos de nível superior (por exemplo, corrente forte no vento moderado e ventos de nível superior ou correntes ascendentes muito fortes no vento forte e ventos de nível superior), a bigorna também se estende a alguma distância contra o vento. A extensão depende de quão forte a corrente ascendente é comparada aos ventos de nível superior, quanto mais forte a corrente ascendente, maior a extensão para a frente. Em fortes ventos de cisalhamento e ventos de nível superior, a corrente ascendente deve ser muito forte: nesse caso, uma borda dianteira grossa da bigorna forma-se.

Quando o vento cortante e os ventos superiores são muito fortes, a bigorna torna-se muito alongada. Não há momentum para frente suficiente para uma borda de ataque forte para construir (ou seja, uma bigorna backsheared) e a bigorna se estende apenas a favor do vento.

Bigorna e updraft em muito forte cisalhamento do vento. A corrente ascendente é fortemente inclinada e a bigorna tem muito pouca extensão à frente, já que é rapidamente cortada pelo vento em ventos de nível superior.

Recapitulando

A forma da bigorna da tempestade depende da força da corrente ascendente e da força dos ventos de nível superior . Ventos fortes de nível superior são típicos para ambientes fortemente cortados. Uma bigorna que se forma em fortes ventos de nível superior se torna alongada, estendida a favor do vento.

  • Em ambientes com pouco ou nenhum cisalhamento do vento, a bigorna se espalha uniformemente em todas as direções. Como visto de cima (satélite), a bigorna será geralmente simétrica, circular.
  • Em ambientes com cisalhamento moderado, a bigorna será alongada em uma forma mais elíptica (oval).
  • Em ambientes com forte a muito forte cisalhamento, a bigorna terá uma forma U ou V, alongada longe do vento.
  • A extensão da frente de uma bigorna invertida depende da força da corrente ascendente em relação aos ventos de nível superior: quanto mais forte a corrente ascendente, maior a extensão da frente.

Exemplos

 

 

Nuvens de Mammatus

As nuvens de Mammatus se formam na parte de baixo da bigorna de uma tempestade. O nome mammatus vem da palavra latina mamma , que significa “úbere” ou “mama”. Eles aparecem como estruturas parecidas com bolsinhas saindo de baixo da bigorna. As nuvens de Mammatus são gentilmente descentralizadas – afundando o ar fresco – descendo da bigorna, que se forma, evolui e se dissipa ao longo de um período de tempo de cerca de dez minutos a meia hora. Embora eles sejam geralmente bem entendidos como características de fluxo descendente, o mecanismo ou mecanismos de formação exata não são bem restritos e objeto de pesquisa.

As nuvens de Mammatus variam em tamanho e definição: desde pequenas características pouco reconhecíveis até grandes bolsas extremamente bem definidas. Mesmo pequenas tempestades com bigornas não bem definidas ( Cumulonimbus capillatus ) freqüentemente se formam em algumas nuvens de mammatus. Tempestades intensas que formam bigornas extensas ( Cumulonimbus capillatus incus ) podem formar enormes ‘campos’ de nuvens mammatus.

Existem alguns equívocos comuns sobre as nuvens de mammatus. 

Fato interessante : as nuvens de mammatus têm sido freqüentemente associadas à aproximação de tornados. Na verdade, isso é um equívoco comum. Embora as nuvens mammatus também se formem em tempestades tornadéricas, elas se formam em muitas tempestades em geral e não há correlação conhecida entre tornados e nuvens de mammatus. As nuvens de Mammatus costumam ser melhor vistas após a passagem de uma tempestade. Além disso, como nuvens mammatus se formam em bigornas de trovoada, que são muito maiores do que a parte da tempestade onde o pior clima acontece, pode acontecer de você ver nuvens de mammatus sem realmente ser impactado pela tempestade.

Curiosidade: contrariamente às teorias conspiratórias populares, as nuvens de mammatus não são um fenómeno recente e foram descritas pela primeira vez em 1894 por William Clement Ley.

Recapitulando : nuvem mammatus são estruturas parecidas com bolsas que se projetam do lado de baixo de uma bigorna de trovoada. Eles são causados ​​por ar frio e podem persistir por dezenas de minutos. Embora eles possam estar associados a fortes tempestades, eles não são um sinal direto do mau tempo iminente. Vamos ver alguns exemplos.

Exemplo 1/13

Exemplo 2/13

Exemplo 3/13

Exemplo 4/13

Exemplo 5/13

Nuvens mammatus extensas e bem desenvolvidas em uma tempestade severa sobre o sudeste da Áustria em 22 de junho de 2012. Foto: Jure Atanackov.

Exemplo 6/13

Exemplo 7/13

Os próximos sete exemplos serão dos EUA, onde os displays de nuvem de mammatus bem desenvolvidos são frequentemente vistos e capturados por caçadores de tempestades. Você pode pular para a próxima seção ou entrar em mais 7 exemplos de nuvens mammatus impressionantemente desenvolvidas.

Exemplo 8/13

Exemplo 9/13

Exemplo 10/13

As maiores tempestades já mensuradas

As correntes de ar mais fortes alcançam a tropopausa e produzem topos de ultrapassagem. As maiores tempestades do mundo foram registradas nos trópicos, onde a tropopausa é a mais alta (15 a 18 km). Trovoadas atingindo 20-22 km de altura foram registradas lá.

O 23 de julho de 2010 Vivian, Dakota do Sul tempestade temporal supercell, que produziu o mundo recorde de granizo (20 cm de diâmetro!) Atingiu uma altura máxima de 17 km! Isto é ainda mais notável, já que esta tempestade estava longe dos trópicos, com a tropopausa a uma altitude mais baixa, indicando uma corrente ascendente excepcionalmente forte. Recentemente, em 26 de maio de 2016, uma severa tempestade de supercélulas na fronteira entre o México e os EUA (Texas) foi medida a 20,7 km de altura do pico; a tempestade foi tão intensa que produziu relâmpagos até 95 km de seu núcleo!

Tenha em mente que a altitude média de cruzeiro dos aviões comerciais é de 11 a 12 km, então essas tempestades são até duas vezes mais altas do que você normalmente faria em seus vôos!

SAND-RIO

2 Comments

  1. Paulo Assis
    Posted 23 maio 2018 at 12:20 PM | Permalink

    Sand, Parabéns pelo EXCELENTE artigo. Muito didático e detalhado. Um dos melhores sobre o assunto que já vi na internet! Grande Abraço!

  2. Severino Ferreira do Patrocínio
    Posted 26 maio 2018 at 12:01 AM | Permalink

    Magnífico artigo é preciso que seja longo, mesmo! Gostaria, se possível, obter informações das causas da variação da temperatura das camadas da atmosfera. Prato

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