Análise de estabilidade

O diagrama Skew T Log p

• Método da parcela;
• Isóbaras, isotermas, isolinhas de razão de mistura de saturação;
• Adiabática seca: indica a taxa de variação de temperatura numa parcela de ar seco subindo ou descendo adiabaticamete, isto é, sem perda ou ganho de calor pela parcela;
• Adiabática saturada: representa a taxa de variação de temperatura numa parcela de ar saturado subindo pseudo-adiabaticamente, no qual se assume que todo o vapor condensado é imediatamente precipitado à medida que a parcela sobe e que o correspondente calor latente de condensação fica para a parcela, diminuindo a taxa de resfriamento quando comparada ao processo seco;
• Quantidades meteorológicas:
• Razão de mistura e razão de mistura de saturação;
• Umidade relativa;
• Pressão de vapor e pressão de vapor de saturação;
• Temperatura do bulbo úmido e temperatura potencial do bulbo úmido;
• Temperatura equivalente e temperatura potencial equivalente;
• Temperatura virtual;
• Nível de condensação convectiva;
• Nível de condensação por levantamento;
• Nível de convecção livre;
• Nível de equilíbrio e nível máximo da parcela.

Figura 1

Figura 2

Determinação de estabilidade

A estabilidade é determinada pela comparação da inclinação da curva de temperatura virtual com:

i. As adiabáticas secas se a parcela não estiver saturada e

ii. As adiabáticas saturadas se a parcela estiver saturada.

• Na prática, a própria temperatura é usada ao invés de temperatura virtual, o que é bastante razoável exceto em regiões com grandes gradientes de umidade.

Figura 3

Figura 4

• Absolutamente estável: a parcela resiste ao ser levantada a partir de B (abaixada a partir de A) e tende a retornar a sua posição original, pois de qualquer maneira é mais fria (quente) do que o ambiente;
• Absolutamente instável: a parcela acelera ao ser levantada a partir de D (abaixada a partir de C), pois de qualquer maneira é mais quente (fria) do que o ambiente;
• Instabilidade condicional: se a inclinação estiver entre a adiabática seca e a saturada (linha EF) é condicionalmente instável.
• Estável se não estiver saturada: sobe pela adiabática seca, fica mais fria do que o ambiente e tende a retornar;
• Instável se estiver saturada: sobe pela adiabática saturada, fica mais quente e acelera.
• No caso de movimentos descendentes, seja para parcelas saturadas ou não saturadas, a variação de temperatura é dada pela adiabática seca o que a torna mais quente do que o ambiente e tende a retorná-la, e portanto essas camadas são estáveis para qualquer deslocamento para baixo.
• Instabilidade convectiva (ou potencial): se a temperatura potencial equivalente diminuir com a altura, existe propensão para instabilidades convectivas, ou seja, para um brusco decréscimo de umidade com a altura (podendo indicar camadas secas sobre camadas úmidas) na presença de levantamento forçado, a chance de ocorrer tempestades severas é grande.

Índices de Instabilidade

Estimativas convenientes a partir de sondagens que podem servir como um bom indicativo para a ocorrência de instabilidades na atmosfera.    Em geral, expressões simples de fácil cálculo, considerando diferenças entre variáveis em níveis arbitrários.    Não devem ser vistos isoladamente; sua correta interpretação deve levar em conta considerações sinóticas e outros dados, pois caso contrário podem levar a conclusões errôneas.

Índice K:

• É uma medida do potencial de tempestades baseado na taxa vertical de variação de temperatura, no conteúdo de umidade na baixa troposfera e na extensão vertical da camada úmida;
• A estimativa do lapse rate é dada pela diferença entre as temperaturas em 850 e 500 hPa;
• O conteúdo de umidade é avaliado pelo ponto de orvalho em 850 hPa;
• A extensão vertical é dada pela depressão na temperatura do ponto de orvalho em 700 hPa;

K = [T(850) -T(500)] + Td(850) -Dd(700)

• A inclusão da depressão do ponto de orvalho em 700 hPa melhora a estimativa no caso de convecção não severa;
• Este índice é muito usado para avaliar chuvas fortes, pois a presença de camadas úmidas em 850 e 700 hPa implica em bastante água precipitável;
• Quanto mais positivo este índice, maior será a chance de tempestades; lembre-se que os valores de K variam conforme a estação do ano e localizações, mas de uma forma genérica:

menor 15	0%
15 a 20	20%
21 a 25	20 a 40%
26 a 30	40 a 60%
31 a 35	60 a 80%
36 a 40	80 a 90%
maior 40	perto de 100%

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;
• Após a determinação do NCL a partir de 850h Pa, deve-se seguir uma adiabática saturada e estimar a temperatura atingida em 500hPa; o índice é dado pela subtração dessa temperatura da temperatura efetivamente observada em 500hPa;
• Quanto mais negativo este índice, maior será o empuxo experimentado pela parcela, e maior chance de ocorrência de tempestades;
• Valores numéricos:

(+1.+3)	algumas tempestades
(-2,+1)	boa chance de trovoadas
(-6,-3)	tempestades severas
menor -6	possibilidade de tornado

obs: se os valores de temperatura e umidade 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 úmido for até um pouco abaixo dos 850hPa, o Showalter indicará uma estabilidade maior do que o real.

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 100 hPa 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 NCL e segue-se a adiabática saturada até 500 hPa, 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

Melhor índice levantado:

• 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 1600 metros, 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 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 500 hPa, sendo que usualmente desenvolvimentos convectivos têm este índice maior do que 26.

VT = T(850) - T(500)

• Cross Totals: combinação do teor de umidade nos baixos níveis com as temperaturas superiores; usualmente, valores maiores do que 18 indicam (mas não garantem) desenvolvimentos convectivos.

 CT = Td(850) - T(500)

• Assim:

Totals = [T(850)+Td(850)] - 2T(500)

• É aconselhável checar valores críticos para este índice conforme a região de interesse; de modo geral, o valor crítico é 44.    Deve-se ter cuidado ao utilizá-lo, pois é possível que haja grande influência do lapse rate e não tanto do teor de umidade na camada, podendo levar a inferências errôneas.

Índice SWEAT:

• O Severe Weather Threat Index é bastante elaborado, pois é computado a partir de 5 termos:
• Umidade nos baixos níveis, pelo ponto de orvalho em 850hPa;
• Instabilidade, através do Totals;
• Jato de baixos níveis, pelo vento em 850 hPa;
• Jato de altos níveis, pelo vento em 500 hPa;
• Advecção quente, entre 850 e 500 hPa;
• É especificamente utilizado para tempestades de ordinárias a severas.

SWEAT =12Td(850)+20(TT-49)+2V(850)+V(500)+125(S+0.2)

Onde:

• TT é o valor do índice Totals;
• S é função da diferença de direção entre o vento de 500 e o de 850 hPa;
• Os termos negativos são setados para zero e valores acima de 250   são considerados indicativos de condições significativas.

Índice SPOT:

• Avaliado estatisticamente a partir de dados climatológicos obtidos antes da ocorrência de tempestades.

SPOT=(T-60)+(Td-55)+100(30-p)+f(v)

Onde:

• T e Td são respectivamente a temperatura de superfície e do ponto de orvalho de   superfície (em Fahrenheit);
• p é a pressão reduzida ao nível do mar, em polegadas;
• f(v) é função da velocidade do vento na superfície.
• No Brasil, pobre climatologia de ocorrência de tempestades afeta o uso do índice.

Índice dinâmico:

• Conceitualmente análogo ao índice levantado;
• Considera a camada inferior de 100 hPa de espessura para estimar o nível de condensação convectiva (ao invés de NCL); a partir daí, segue a saturada até 500 hPa e avalia a diferença entre essa temperatura e a efetivamente observada;
• Valores negativos indicam instabilidade condicional enquanto que positivos indicam ambiente estável;
• Note que a condição para a instabilidade é alta temperatura de superfície de modo que a parcela se eleve adiabaticamente seca pelo menos até o nível de condensação convectiva antes de interceptar a curva de T para que forte convecção tome lugar.

Índice de energia:

• Considera a integral em área no diagrama Skew T Log p desde a superfície até o nível de equilíbrio (aproximadamente 400 hPa) em camadas discretas;
• Valores positivos (negativos) da soma das áreas são associados a condições instáveis (estáveis).

Índice de Fawbush-Miller:

• Envolve considerações sobre uma camada úmida de superfície, definida por um limite superior dado por valores de UR menores do que 65%;
• Para esta, avalia-se a temperatura do bulbo úmido e segue-se pela adiabática saturada até 500 hPa, determinando uma temperatura; a subtração desta da temperatura efetivamente observada é o valor do índice, sendo que valores positivos se referem à estabilidade e negativos, à instabilidade;
• Os valores numéricos deste índice são bastante próximos ao Showalter; o presente índice funciona melhor que o Showalter no caso de camadas úmidas mais rasas.

Tempestades

• Os Cumulonimbus comuns em tempestades apresentam um ciclo de vida bem definido que duram de 45 minutos a 1 hora;
• Podem ser classificados em estágios de evolução: a fase Inicial, a fase Madura e a fase de Dissipação, como comentado a seguir:

Fase Inicial

As correntes ascendentes caracterizam o sistema. São alimentadas por convergência de vapor na camada limite numa região onde ar quente e úmido convergem em superfície.

Figura 5

Fase Madura

A fusão de vários elementos num sistema convectivo caracteriza a transição para o estágio maduro. O processo de fusão está associado com o encontro de correntes descendentes induzidas por frentes de rajadas da adjacência das nuvens. A precipitação ocorre uma vez que a nuvem passa além do nível de congelamento. Após um certo período, a acumulação de precipitação na nuvem é muito grande para a corrente de ar ascendente suportar.

A precipitação caindo causa um arrastamento no ar, iniciando uma corrente de ar descendente. A criação da corrente de ar descendente é ajudada pelo influxo do ar frio e seco rodeando a nuvem, um processo chamado entranhamento. Este processo intensifica a corrente de ar descendente, porque o ar acumulado é frio e seco e sendo assim, mais pesado. Até o encontro com a superfície, as correntes descendentes se espalham horizontalmente onde podem erguer o ar quente e úmido para junto do sistema. Na interface entre a corrente descendente fria e densa, e o ar quente e úmido forma-se a frente de rajada. O abaixamento da pressão nos níveis médios como resultado do aquecimento pela liberação de calor latente e o fluxo de ar divergente resulta numa força de gradiente de pressão direcionada para cima que ajuda a sugar ar quente e úmido erguido pela frente de rajada até a altura do nível de convecção livre. A velocidade de propagação da frente de rajada aumenta à medida que a profundidade do fluxo de ar de saída aumenta e a temperatura do mesmo diminui. O sistema ótimo é aquele em que a velocidade da frente de rajada é próxima à velocidade da tempestade em si.

Figura 6

Fase de Dissipação> 50 kt  > 30 kt/150km níveis altos  jato  cisalhamento horizontal

Quando a frente de rajada se distancia do sistema, o ar erguido não entra mais na corrente ascendente, deixando de alimentar o sistema que começa a dissipar. É caracterizado por correntes descendentes nas porções inferiores. A intensidade da chuva diminui, remanescendo chuva leve de caráter estratiforme.

Figura 7

Parâmetros para previsão de tempestades

Temperatura

• A estrutura térmica da atmosfera deve ser condicionalmente instável;
• Sua magnitude é importante, pois define a capacidade do ar em armazenar e transportar umidade;
• Os casos extremos ocorrem quando o ar tem uma inversão do tipo subsidência, característica frequentemente associada ao cisalhamento vertical do vento.

Umidade

• Deve haver grande disponibilidade, em geral causada pela invasão de uma massa úmida nos níveis baixos;
• As tempestades mais severas apresentam camadas secas em níveis médios sobre a camada úmida inferior ou mesmo a barlavento desta, de modo a provocar instabilidade convectiva.

Vento

• Ventos fortes em níveis médios são necessários, exceto em regiões tropicais onde o jato de baixos níveis é suficiente;
• Em geral, a intersecção de jatos de baixos e altos níveis com um ângulo próximo de 90 graus determina uma região propícia para ocorrências de complexos convectivos.

Levantamento do Ar

• Eventos extremos com granizo e ventos intensos estão relacionados a mecanismos de levantamento de ar potencialmente instável próximo à superfície, o qual pode ser gerado por:
• Frente fria;
• Linha de instabilidade pré-frontal;
• Frente quente;
• Frente fria em altitude;
• Pseudo frente ou frente de rajada formada pela ação conjunta das correntes descendentes de um aglomerado de tempestades ou complexo convectivo de mesoescala;
• Intersecção de duas linhas de atividade, como uma linha de instabilidade e uma frente quente.

Nível de Congelamento

• A altura em que a temperatura do bulbo úmido atinge 0°C é muito bem correlacionada com o grau de severidade da tempestade:
• Se for abaixo de 1500 m ou acima de 3500 m, a ocorrência de granizo e ventos fortes é muito baixa;
• Se for cerca de 2500 m acima da superfície, há grandes chances de ventanias e granizo.

Tabela 1: Sumário dos parâmetros chave para atividade de tempestades.

Ordem	Parâmetro	Fraca	Moderada	Forte
1	vorticidade em 500hPa	advecção de vorticidade maior ou igual a 0	advecção de vorticidade menor do que 0	advecção de vorticidade muito menor do que 0
2	estabilidade;  Showalter;  Totals	-2;  50	-3 a -5; 50 a 55	menor o que -6; maior do que 55
3	níveis médios; jato; cisalhamento horizontal	35 kt ; 15kt/150km	35 a 50 kt;  15 a 30 kt/150km	maior do que 50 kt; menor do que 30 kt/150km
4	níveis altos; jato; cisalhamento horizontal	55 kts; 15kt/150km	55 a 85 kt;  15 a 30 kt/150km	maior do que 85 kt; maior do que 30kt/150km
5	jato de baixos níveis	20 kt	25 a 34 kt	maior do que 35 kt
6	umidade em baixos níveis	8 g/kg	8 a 12 g/kg	maior do que 12 g/kg
7	máxima temperatura em 850hPa	a sotavento do máximo de umidade na superfície	sobre o máximo de umidade na superfície	a barlavento do máximo de umidade na superfície
8	ar seco em 700hPa	T-Td menor do que 6°C; vento fraco	T-Td maior do que 6°C; vento maior do que 15kt	T-Td maior do que 6°C; vento maior do que 25 kt
9	tendência da pressão 12hrs		-1 a -5 hPa	menor do que -5 hPa
10	tendência do geopotencial 500hPa	-30m/12hrs	-30 a -60 m/12hrs	menor do que -60 m/12hrs
11	altura onde Tw=0°C	maior do que 3500 m; menor do que 1500 m	1500 a 2100 m; 2700 a 3500 m	2100 a 2700 m
12	pressão reduzida ao NMM	maior do que 1010 hPa	1010 a 1005 hPa	menor do que 1005 hPa
13	Td na superfície	menor do que 15°C	15 a 19°C	maior do que 20°C

Processos físicos e CAPE

A Tempestade é sustentada pelo empuxo 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 empuxo 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. A magnitude real da força da corrente ascendente é determinada pela integral do empuxo que a corrente sofre à medida que sobe da base da nuvem até uma determinada altura na atmosfera. O empuxo 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.