1. Ingeniería

Meteorologia de Mesoescala
Capítulo 2 – Equações básicas e
ferramentas
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Equações basicas
1
2. Equações básicas e ferramentas
•
•
•
As equações primitivas (revisão)
Vorticidade e Circulação (revisão)
Perturbações da pressão hidrostática e não-hidrostática
• Diagramas termodinâmicos
–
parâmetros
– níveis
–
–
–
–
estabilidade
cisalhamento
O hodógrafo
Aplicações para a previsão do tempo
• Bibliografia
•
•
•
•
•
•
Slides elaborados pelo professor (elearning.ua.pt)
Markowski, P and Y. Richardson. Mesoscale Meteorology in Midlatitudes. Wiley-Blackwell. 2010. 407 pp.
Roland B. Stull. Meteorology for Scientiss and Engineers (Cap. 10, 12, 15 e 16)
Martin, J. E., 2008: Mid-Latitude atmospheric Dynamics – A first course. Wiley324 pp.
James Holton. An introduction to dynamic meteorology (Cap 9)
Robin McIlveen. Fundamentals of Weather and Climate (Cap 9 e 10)
•
•
www.meted.ucar.edu/
http://www.cimms.ou.edu/~doswell/hodographs/hodographs.html
http://www.eumetrain.org/satmanu/SatManu/main.htm
http://torre.fis.ua.pt/synoptic_meteorology.asp
http://www.tutiempo.net/silvia_larocca/Temas/emagrama0.htm
•
•
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Equações basicas
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Outros níveis
•
•
•
•
•
•
•
•
•
•
•
•
•
•
Nível de congelação (N)CG
Nível de temperatura de bulbo húmido de 0 °C (N) Tw0
Nível de convecção libre (NCL)
Nível de condensação por mistura (NCM)
Tropopausa (Nível)T
Nível de equilíbrio (NE)
Nível máximo de la parcela (NMP)
• Validação da estabilidade
Energia potencial convectiva disponível (CAPE)
Inibição convectiva (CIN)
Índice de elevação (LI)
Índice de estabilidade de Showalter (SSI)
Índice K (KI)
Índice total de totais (TT)
Índice SWEAT ( SW)
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OUTROS NÍVEIS
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Outros níveis
• Nível de congelação (N)CG
• É o nível mais baixo em que se
encontra uma temperatura de 0 °
C.
– Se a temperatura na superfície
estiver por abaixo do ponto de
congelação, o nível da
superfície é o nível de
congelamento.
• Nível de temperatura de bulbo
húmido de 0 °C (N)Tw0
• È o nível mais baixo, numa
sondagem, na qual a temperatura
de bulbo húmido é 0 °C.
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Nível de convecção livre (NCL)
• É a altura na que uma
parcela de ar que ascende
torna-se mais quente que a
atmosfera circundante e
experimenta uma impulsão
convectiva.
– A parcela ascende segue
um processo adiabático
seco até saturar-se
(NCA), e logo continua o
seu ascenso seguindo um
processo adiabático
húmido
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6
• A tropopausa
• é o limite entre a troposfera e a estratosfera.
• É caracterizada por uma mudança no gradiente de temperatura vertical a
partir menos estável na troposfera, muito estável para cima na
estratosfera. a sua altura varia de 10 km ou menos nas regiões polares de
20 km nos trópicos.
– Devido a que o gradiente de temperatura se inverte de mais frío conforme
aumenta a altura na troposfera a mais quente conforme aumenta altura na
estratosfera, normalmente a velocidade máxima do viento se observa en
perto do nível da tropopausa..
– Tropopausa é um nível necessário para a maioria dos relatórios de
radiossonda.
• Nível de equilíbrio (NE)
• é a altura em que a temperatura de uma parcela de ar ascendente é igual
a temperatura do ambiente . O ascenso pode ser devido a:
– mecanicamente ou por,
– aquecimento.
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Nível Condensação por Mistura (NCM )
•
•
•
•
é a altura em que ocorre a saturação
depois de ter sido misturada
completamente a camada.
se encontra no nível de intersecção da
línea de ração de mistura média
saturada com la adiabática seca media
dentro da camada de mistura .
Si este ponto de interseção das 2 linhas
estiver por cima da camada de mistura,
então o ar fica demasiado seco para
chegar a saturação, pelo que não existe
um NCM.
Neste exemplo, o NCM está em
830 hPa, já que se encontra por baixo
da parte superior d camada de mistura,
que se encontra no nível de 780 hPa.
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Nível Máximo da Parcela (NMP)
• É o nível que atingiria um parcela
antes de perder o seu momento
ascendente.
• Quando passa pelo nível de
equilíbrio, a aceleração do seu
ascenso diminui , na medida que
se torna mais frio que o entorno.
Mas, a impulsão ascendente lhe
empurra para cima para um nível
superior.
– Assim, o NMP é sempre um nível acima
de equilíbrio (NE).
– Em termos práticos, o NMP é a altura
máxima de um temporal previsto para
uma determinada sondagem
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Nível Máximo da Parcela (NMP)
• É o nível que atingiria um parcela
antes de perder o seu momento
ascendente.
• Quando passa pelo nível de
equilíbrio, a aceleração do seu
ascenso diminui , na medida que
se torna mais frio que o entorno.
Mas, a impulsão ascendente lhe
empurra para cima para um nível
superior.
– Assim, o NMP é sempre um nível acima
de equilíbrio (NE).
– Em termos práticos, o NMP é a altura
máxima de um temporal previsto para
uma determinada sondagem
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Nível Máximo da Parcela (NMP)
• É o nível que atingiria um parcela
antes de perder o seu momento
ascendente.
• Quando passa pelo nível de
equilíbrio, a aceleração do seu
ascenso diminui , na medida que
se torna mais frio que o entorno.
Mas, a impulsão ascendente lhe
empurra para cima para um nível
superior.
– Assim, o NMP é sempre um nível acima
de equilíbrio (NE).
– Em termos práticos, o NMP é a altura
máxima de um temporal previsto para
uma determinada sondagem
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VALIDAÇÃO DA ESTABILIDADE
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Energia Potencial Convectiva Disponível (CAPE) (EPCD,
Convective Available Potential Energy)
• É o valor da energia disponível que é
adquirida no ascenso conforme a
parcela se acelera para cima.
– O CAPE se exprime em (J/kg).
• Os valores do CAPE são indicativos de
um alto potencial de convecção forte
ou severa
• Essa energia é proporcional à área
fechada entre as linhas de o perfil de
temperatura do ambiente e a
adiabática húmido a partir do nível de
convecção natural (NCL) para o nível
de equilíbrio (NE).
• Esta área, mostrado em laranja no
diagrama
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Energía Potencial Convectiva Disponível (CAPE)
• CAPE pode também
relacionar-se com a
velocidade de correntes de
ar, através da relação:
•
vmáx  2(CAPE )
• Isto significa que, para um
valor de 2500 CAPE J / kg, a
velocidade máxima de
correntes ascendentes seria
de cerca de 71 m / s.
• Na realidade, o peso de água
condensada, o arrasto e
outros fatores podem reduzir
o valor de Wmáx metade.
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Pontos Fortes e Limitações
1.
Pontos Fortes
1. é um forte indicador do potencial de convecção profunda e intensidade da
convecção.
2. fornece uma medida de estabilidade integrada ao longo de toda a sondagem, o
que não se consegue com outros índices, como o Índice de elevação de Lifted
(LI), usando dados de apenas alguns dos níveis de estabilidade necessários.
2. Limitações
1. O cálculo da CAPE é extremamente sensível à razão de mistura media para os
500 m mais próxima do solo.
1. Por exemplo, um aumento de 1 g / kg o CAPE pode aumentar em 20%.
2. Uma vez que o cálculo é baseado na teoria da bolha CAPE não leva em conta os 74
processos tais como mistura, o peso da água condensada e congelação.
3. Cálculos CAPE baseados na camada superficial pode subestimar o potencial
convectivo em situações de convecção elevada.
4. Como o CAPE ignora cisalhamento do vento, podem subestimar o potencial de
convecção severa quando cisalhamento do vento é forte.
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CIN
•
•
•
É área encerrada entre as líneas do perfil de
temperatura ambiental e a temperatura de uma
parcela que ascende a partir de um nível determinado
até NCL. Esta área indica a quantidade de energia
necessária para levantar a parcela até NCL.
– O CIN se expressa em (J/kg).
Quanto maior for a área negativa maior será valor
de CIN e menor a possibilidade de que se forme chuva
convectiva .
Pode ser o caso, de que se formem tempestades
mesmo com valor alto do CIN, geralmente devido a um
aumento na humidade ou aquecimento, que
neutraliza o CIN.
Neste caso, é mais provável que as tempestades
sejam severas. Tipicamente, a inibição por
convecção é o resultado de uma camada estável
ou inversão . Os valores superiores a 200 J / kg
geralmente, indicam que o potencial de convecção
esta severamente inibido
NCL
CIN  g

z0
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z z
dz
z
6
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Índice de Elevação (LI), Lifted Index)
•
•
•
•
É um dos índices de tempo severo mais
popular.
se calcula como a diferença entre a
temperatura observada no nível de
500 hPa e a temperatura de uma parcela
de ar perto da superfície que ascende
até o nível de 500 hPa (ambiente T’).
Quanto mais instável seja o entorno,
tanto maior será o valor negativo de LI.
limitación: como para calcular o LI se
requierem só tres dados da sondagem
(T) e (Td) da camada limite e
temperatura em (500 hPa), é possível
que não se considerem alguns dados
importantes da sondagem, como as
camadas secas ou as inversões.
Valor de LI
-2
Potencial de tempo
severo
Débil
-3 a -5
-6 o menos
Moderado
Forte
LI  T500  T ´500
O LI tampoco considera a cizalhadura
vertical do vento, que frequentemente é
um elemento importante em ambientes
convectivos severos.
•
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índice de estabilidade de Showalter (SSI, Showalter Stability Index)
•
•
•
•
é outro índice de clima severo e é muito usado. Similar
ao índice Lifted (LI), mas enquanto o LI utiliza valores
médios da camada mais baixa de 100 hPa, o SSI levanta
uma parcela de 850 hPa a 550 hPa.
No nível de 550 hPa, se resta a temperatura da parcela
de temperatura da sondagem T’. Quanto maior for o
valor negativo de SSI, maior a instabilidade.
Os valores do SSI valores tem sido associados
empiricamente a eventos convectivos:
Pontos Fortes
Valor de
SSI
Evento
+3 a +1
Chuvascos,
alguns com relâmpagos
+1 a -2
trovoadas
-3 a -6
trovoadas severas
Menor
que -6
trovoadas severas;
possibilidade de tornados
SSI  T500  T '
– fácil de calcular é útil para diagnosticar a instabilidade
atmosférica.
•
Esta limiarização é válida para
lugares onde a elevação do
limitações:
– Pode subestimar a instabilidade si o nível superior da capa terreno é baixa. Como o LI e o
CAPE, nunca se deve depender
húmida fica por baixo do nível de 850 hPa.
unicamente do SSI para avaliar
– Não usar em locais a mais de 300 m.
o potencial convectivo.
– Não considera a cisalha vertical do vento, o que também
afeta a possibilidade de trovoadas.
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O índice K (KI, K Index)
• resulta útil para identificar
ambientes com convecção e
chuva forte.
• o seu cálculo considera tanto o
perfil vertical de humidade como
o da temperatura.
• a partir de las temperaturas nos
níveis de 850, 700 e 500 hPa, e os
pontos de Td nos níveis de 850 e
700 hPa.
• quanto maior é a humidade e a
diferencia de temperatura entre
os niveles de 850 e 500 hPa, tanto
maior o KI e o potencial de
convecção.
•
•
•
•
Pontos Fortes
o índice K é uma ferramenta muito
útil para diagnosticar o potencial
de convecção. Sim embargo, não
se pode usar para inferir a
intensidade da convecção.
Limitações
Como o cálculo do KI requer dados
do nível de 850 hPa, não se pode
aplicar em regiões em altura, onde
la pressão em superfície é
normalmente inferior a 850 hPa
(Penhas Douradas).
Índice K = (T850 - T500) + Td850 - (T700 - Td700)
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O total de totais (TT)
•
•
•
•
é outro índice de tempo severo
se calcula a partir da temperatura e
o ponto de orvalho (Td) em
850 hPa e a temperatura em
500 hPa.
quanto maior for a temperatura e o
ponto de orvalho em 850 hPa e
menor a temperatura en 500 hPa,
tanto maior serão a instabilidade e
o valor de TT resultante.
•
mostra as relação empíricas
entre os valores de TT e a
posibilidade de tempo severo:
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•
Pontos Fortes
– amplamente utilizado em
tempestade severa fácil de calcular.
limitação
– do uso de dados de apenas dois
níveis obrigatórios (850 e 500 hPa) e,
portanto, não leva em conta o efeito
de inversões ou das camadas
húmidas ou secas que existem entre
estes níveis.
– Também não trabalhar em locais
onde o nível a de 850 hPa está
próximo ou abaixo da superfície do
solo.
– À semelhança de outros índices de
tempo severo não leva em conta o
cisalhamento do vento vertical, que é
um fator crítico em muitos ambientes
de convecção severa.
TT = (T850 + Td850) - (2 * T500)
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O índice de ameaça de tempo severo (SWEAT, Severe
Weather threat)
•
•
toma em consideração o perfil do vento na estimação do potencial de tempo
severo. Entre as entradas se incluem:
– índice total de totais (TT)
– ponto de orvalho em 850 hPa (Td850)
– direção e velocidade do vento em 850 hPa [ (dd850), (ff850)]
– direção e velocidade do vento em 500 hPa [ (dd500), (ff500)]
genialmente, as seguintes condições conduzem a um índice SWEAT com um valor
mais alto e maior probabilidade de que ocorra tempo severo:
– temperatura e humidade mais altas nos níveis baixos
– temperaturas mais frias em altura
– cizalhamento vertical do vento mais forte
– cambio na direção do vento para a direita com a altura
SWEAT 
 12850Td   20TT  49  2(v850)  (v500)  125sin dd 500  dd 850   0.2
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Pontos Fortes e Limitações do índice SWEAT
• Pontos Fortes
• para diagnosticar o potencial de convecção severa, já que considera
parâmetros muito importantes, como a humidade nos niveles inferiores,
a instabilidade cizalhadura vertical do vento (magnitude e direção). Sim
embargo,
• Tem limitação
• de que os dados de entrada são unicamente dos níveis de 850 e 500 hPa,
de modo que não considera inversões, camadas secas, etc. que poderiam
existir nas camadas intermedias. Este índice é um pouco incómodo de
calcular si não dispomos de rutina de sondagens automatizada.
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NUVENS TÍPICAS NO DIAGRAMA
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• Origem - Força de flutuabilidade –
instabilidade
• Turbulência gerada destrói a
instabilidade (feedback negativo)
• É necessária fonte contínua de
instabilidade
• Superfície é fonte mais comum
instabilidade contínua
(aquecimento solar da superfície) –
produz updrafts convectiv
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P kPa)
Nuvens de desenvolvimento vertical – Cumuliformes
Equações basicas
NCA
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De desenvolvimento horizontal – Estratiformes
• Formam-se em ar estável. Forças
exteriores elevam ar contra força de
flutuabilidade
• Não está acopladas convectivamente com
a superfície.
• Formam-se por advecção de ar húmido
que sobe superfícies frontais quentes,
ligeiramente inclinadas, onde a origem
de vapor de água pode encontrar-se a
milhares de quilómetros.
• Turbulência gerada pode tornar estas
nuvens com características
cumuliformes (estrato-cumulus)
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De desenvolvimento horizontal – Estratiformes
• Formam-se em ar estável. Forças
exteriores elevam ar contra força
de flutuabilidade
• Não está acopladas
convectivamente com a
superfície.
• Formam-se por advecção de ar
húmido que sobe superfícies
frontais quentes, ligeiramente
inclinadas, onde a origem de
vapor de água pode encontrar-se
a milhares de quilómetros.
• Turbulência gerada pode tornar
estas nuvens com características
cumuliformes (estrato-cumulus)
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Equações basicas
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NMP
P1:2
Procedimentos para
determinar os outros níveis
no diagrama SKEW -T
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Procedimento para o Nível de Congelação (T)NG
• A partir de la superficie,
siga la isoterma de
0 °C hacia arriba hasta
que cruce el perfil de
temperatura. Ése es el
nivel de congelación.
• La línea gruesa de color
azul permite ver
claramente la isoterma
de 0 °C, que intersecta el
perfil de temperatura
justo sobre la isobara de
600 hPa.
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28
•
Calculo do nivel de temperatura de bulbo húmido de 0 °C
(Tw)0
Durante la etapa inicial de un escenario
de precipitación de
–
estación fría, cuanto más alto sea el nivel de
temperatura de bulbo húmedo de 0 °C (Tw)0 ,
tanto menor será la probabilidad de que ocurra
un cambio a precipitación helada o congelada
en la superficie.
– durante la estación convectiva, los niveles de
temperatura de bulbo húmedo menores de 0 °C
( Tw<0), indican una mayor probabilidad de
que caiga granizo.
•
A partir de la superficie, siga la isoterma
de 0 °C hacia arriba hasta cruzar el perfil
de la temperatura de bulbo húmedo. Ese
nivel es el nivel de temperatura de bulbo
húmedo de 0 °C. La presión en ese punto
es el nivel cero de bulbo húmedo
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Determinar o nível de convecção livre (NCL)
• A partir del nivel de
condensación por
ascenso (NCA) siga una
adiabática saturada
hacia arriba hasta
intersecar con la curva
de temperatura del
sondeo. El nivel de esta
intersección es el NCL.
• En este ejemplo, en la
superficie T = 9.5 °C y
Td = 0 °C, lo cual
produce un NCA de
870 hPa y un NCL de
675 hPa.
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Calculo do nível de condensação por mistura (NCM)
1.
È preciso estimar a altura da parte superior da camada de mistura, algo que se
faz en forma subjetiva pela aplicação de métodos locais de previsão.
2. Una vez realizado dito cálculo estimado, se devem determinar a adiabática seca
média e a ração de mistura média da camada de mistura.
1. A adiabática seca média se determina a partir da curva T da sondagem pelo
método de áreas iguais que se mostra a seguir.
2. A ração de meistura média se determina a partir da curva Td da sondagem
pelo método de áreas iguais que se mostra a seguir.
3. O NCM se encontra no nível de intersecção da línea de ração de mistura de
saturação media com a adiabática seca média dentro da camada de mistura.
1.
4.
Si o ponto de intersecção de estas dos línea está no nível por cima da camada de mistura, o ar
misturado é demasiado seco para chegar a saturação pelo processo de mistura e, por tanto, não
existe um NCM.
Exemplo, o NCM está em 830 hPa, ja que se encontra por baixo da parte
superior da camada de mistura, que está no nível de 780 hPa.
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(NCM)
Ração de
mustura se
desloca
para
conseguir
áreas
iguais
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adiabática
seca desloca
para
conseguir
áreas iguais
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(NCM)
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(NCM)
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(NCM)
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(NCM)
Ração de
mustura se
desloca
para
conseguir
áreas
iguais
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adiabática
seca desloca
para
conseguir
áreas iguais
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(NCM)
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(NCM)
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(NCM)
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(NCM)
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Tropopausa
•
A velocidade do vento deve ser
"ploteada"
utilizando-se
barbadelas e flâmulas, onde uma
rebarba completa representa 10
nós (≈5 m/s); meia rebarba
representa 5 nós ( ≈ 2,5 m/s); e
uma flâmula cheia representa 50
nós ( ≈ 25 m/s).
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(NE) por ascenso
mecánico
• A partir del NCL, siga una
adiabática saturada hacia arriba
hasta intersecar con el perfil de
temperatura. La presión en este
punto de intersección es el nivel
de equilibrio (NE).
• En este ejemplo, una parcela de
aire que asciende
mecánicamente desde la
superficie tiene un nivel de
equilibrio de 190 hPa.
NCL
NCA
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Determinar o NE de uma parcela que ascende por
aquecimento desde a superfície
• A partir del NCC, siga una
adiabática saturada hacia arriba
hasta intersecar con el perfil de
temperatura. La presión en este
punto de intersección es el nivel
de equilibrio (NE).
• En este ejemplo, una parcela de
aire que asciende
convectivamente por
calentamiento tiene un nivel de
equilibrio de 170 hPa.
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NCC
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Determinar o nível máximo da parcela (NMP)
• Primero determine el nivel
de equilibrio (NE) para una
parcela que
asciende mecánicamente o
por calentamiento, según
corresponda a la situación.
NCC
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Determinar o nível máximo da parcela (NMP)
• Luego siga una adiabática
saturada hacia arriba hasta
que el área negativa por
encima del NE sea igual al
área positiva (CAPE) debajo
del NE..
=
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Evaluación de la estabilidad
VALIDAÇÃO DA ESTABILIDADE
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CAPE
•
•
•
•
•
A magnitude real da força da corrente ascendente é determinada pela integral do
impulsão que a corrente sofre à medida que sobe desde a base da nuvem até
uma determinada altura na atmosfera.
A impulsão integrada na atmosfera é chamado Energia Potencial convectiva
Disponível (Convective available potencial energy) ou CAPE. Em geral, quanto
maior é o CAPE, maior é a força das correntes ascendentes.
Temperatura Potencial da partícula e do ambiente
 p a
CAPE  g 
dz
a
LCL
EL
JKg-1
Se relaciona com velocidade máxima vertical da partícula ascendente
Wmax  2CAPE 
0.5
JKg-1
http://www.inameh.gob.ve/documentos/indices_estabi
lid_venezuela.pdf
http://smn.cna.gob.mx/observatorios/ManualObservad
or.pdf
http://www.tiempo.com/ram/800/curso-sobreinterpretacin-de-mapas-meteorolgicos-el-capeconvective-available-potencial-energy/
10-11_03-2014
MM - MDJMO
Equações basicas
48
Cálculo do CAPE - recomendações
•
•
•
•
Al calcular el CAPE, normalmente se
levanta una parcela que refleja los
valores medios de temperatura y
humedad en los 50 a 100 hPa inferiores.
Esta capa representa las condiciones
medias de calor y humedad que
alimentan las tormentas convectivas.
Recuerde que no se debe depender
únicamente del valor de la CAPE para
evaluar el potencial convectivo.
Se deben considerar también la
intensidad de las inversiones en los
niveles bajos, la posición del NCL y otros
factores relacionados con la distribución
vertical de la CAPE que podrían afectar a
la convección.
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Equações basicas
49
Energia potencial convectiva disponível
CAPE = - 2330 J/kg.
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Equações basicas
50
Energia potencial convectiva disponível
• El CAPE ambiental para tormentas
convectivas a menudo está en el
rango de 1000 a 2000 J/kg, aunque
pueden producirse valores en exceso
de 5000 J/kg.
• Recuerde que el valor de CAPE
siempre se debe utilizar junto con un
sondeo completo, para poder vigilar
la intensidad de las inversiones en
los niveles inferiores y la posición del
nivel de convección libre, así como
otros factores relacionados con la
distribución vertical de la CAPE que
también pueden modular la
convección.
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MM - MDJMO
Equações basicas
51
Inibição convectiva (CIN), Convective Inhibition)
• por medio del área encerrada
entre las líneas del perfil de
temperatura ambiental y la
temperatura de una parcela que
asciende a partir de un nivel
determinado hasta el NCL.
• Esta área indica la cantidad de
energía necesaria para levantar
la parcela hasta el NCL.
– La CIN se expresa en (J/kg).
LCL
CIN  g

Z0
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z z
dz
z
MM - MDJMO
Equações basicas
52
ÍNDICES
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Equações basicas
53
O índice de elevação
(LI), Lifted Index) LI
•A partir del valor medio de T y Td
de la capa de 100 hPa más baja
(cerca de 875 hPa) encuentre el
NCA.
•A partir del NCA, siga la
adiabática saturada hasta llegar a
500 hPa.
•La temperatura donde la
adiabática saturada cruza la
isobara de 500 hPa = T′ = -4 °C.
•La temperatura del ambiente en
500 hPa = T500 = -8 °C.
•LI = T500 - T' = -8 -(-4) = -4. Con el
valor de temperatura del sondeo
en 500 hPa, T500, el LI se calcula
como sigue:
•LI = T500 - T′.
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Equações basicas
54
Procedimento para determinar o índice de estabilidade de
Showalter (SSI).
• A partir Td y T en 850 hPa,
encuentre el NCA. A partir del
NCA, siga la adiabática saturada
hasta el nivel de 500 hPa.
La temperatura en el punto
donde la adiabática saturada
cruza la isobara de 500 hPa =
• T′ = -7 °C.
La temperatura ambiente en
500 = T500 = -10 °C.
SSI = T500 - T' = -10 -(-7) = -3 '.
• Con la temperatura del sondeo :
• SSI = T500 - T′
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MM - MDJMO
Equações basicas
55
Procedimiento para determinar el índice K
Convecção chuva forte
K = (T850 - T500) + Td850 - (T700 - Td700)
KI = (T850 - T500)
+ Td850
- (T700 - Td700)
= [18 - (-15)] + 13
- [7 - (-1)]
= 38
• En el sondeo, lea la temperatura y el punto de rocío en 850 y 700 hPa,
y la temperatura en 500 hPa. Use esos valores para calcular el índice K
como sigue:
• Si la presión superficial < 900 hPa, use la temperatura y el punto de
rocío en 800 hPa en lugar de 850 hPa.
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MM - MDJMO
Equações basicas
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Procedimiento para determinar o índice Total dos
totais (TT)
TT = (T850 + Td850)
- (2 * T500)
= (18 + 13)
- (2 * (-15)
= 61
• A partir del sondeo, utilice la temperatura en 850 hPa (T850), el punto
de rocío en 850 hPa (Tr850) y la temperatura en 500 hPa (T500) para
calcular el TT de la siguiente manera:
TT = (T850 + Td850) -2 (*T500)
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MM - MDJMO
Equações basicas
57
Procedimiento para determinar o índice SWEAT
•
•
•
•
•
•
•
•
No diagrama obliquo T - log p, determine os seguintes valores:
Índice de total de toties (TT)
Ponto de orvalho (°C) em 850 hPa (Td850)
velocidade do vento (nós) em 850 hPa (V850)
Direcção do vento (°) em 850 hPa (dd850)
velocidade do vento (nós) em 500 hPa (V500)
Direcção do vento (°) em 500 hPa (dd500)
o índice SWEAT se calcula da seguinte maneira:
SWEAT 
 12850Td   20TT  49  2(v850)  (v500)  125sin dd 500  dd 850   0.2
Observe as seguintes regras: Os seguintes términos de a equação se transformam em
cero si:
• 3er término: Si TT é inferior a 49.
• Todos os términos: Si o valor do término é negativo.
SWEAT=464.2
• 6º término: Si o vento no cambia para a direita com a altura.
10-03-2014
Uso do diagrama termodinâmico SKEW-TParámetros e Níveis
58
Cálculo do índice SWEAT para esta sondagem.
SWEAT= 12(850Td)
+ 20(TT-49) + 2(V850) + (V500) + 125(sin(dd500-dd850) + 0.2)
=12(13) + 20(51-49) + 2(40) + (65) + 125(sin(240-190) + 0.2)
=464.2
10-03-2014
Uso do diagrama termodinâmico SKEW-TParámetros e Níveis
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Termodinâmica da atmosfera
ANEXO
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MM - MDJMO
Equações basicas
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PAQUETE DE AIRE
Es un volumen de aire cuya composición permanece aproximadamente constante,
desplazándose geográficamente y a través de la atmósfera como una unidad
diferenciada.
La mezcla por difusión molecular es un fenómeno importante en los primeros
centímetros de altura y por encima de los 100 km. En los niveles intermedios la
mezcla vertical es consecuencia del intercambio de masas de aire bien definidas
(“paquetes de aire”) cuyas dimensiones horizontales se encuentran comprendidas
desde los centímetros hasta la escala del tamaño de la Tierra.
MODELIZACIÓN DE LOS PAQUETES DE AIRE
•
•
•
Se encuentran térmicamente aislados de su entorno y su temperatura cambia
adiabáticamente cuando ascienden o descienden.
Se encuentran a la misma presión que su entorno a cada altura, por lo que se
supone existe equilibrio hidrostático.
Se mueven lo suficientemente despacio como para suponer que su energía
cinética es una fracción despreciable de su energía total.
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MM - MDJMO
Resumo Para P1 TDAtmf
61
PROCESOS DE SATURACIÓN ADIABÁTICA Y PSEUDOADIABÁTICA
Aire húmedo
Todos los productos de
condensación permanecen
en el paquete de aire
Proceso
adiabático
saturado
Proceso adiabático
Condensación
Aire saturado
Los productos de
condensación (todo o parte)
abandonan el paquete de aire
24-02-2014
MM - MDJMO
Resumo Para P1 TDAtmf
Proceso
pseudoadiabático
62
ECUACIÓN HIDROSTÁTICA
Columna aire, densidad 
Masa de aire contenida en dz:
S  dz
Peso de aire contenido en dz:
gS  dz
S
p+dp
-Sdp
Fuerzas de presión:
Ascendente:
dz
z
Descendente:
gSdz
pS
S  ( p  dp)
p
Fuerza de presión neta: S  p  S  ( p  dp)  S  dp
La fuerza de presión neta está dirigida hacia arriba, ya
que dp es una cantidad negativa
24-02-2014
MM - MDJMO
Resumo Para P1 TDAtmf
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Paquete de ar com pressão p, temperatura T, ponto de orvalho TR y
temperatura de bolbo húmido Tw
Nivel de condensação
p
 constante
wsat constante
p
Tw
Td
1000
mb
T
sat
constante
w
T
24-02-2014
MM - MDJMO
Resumo Para P1 TDAtmf
64
ESTABILIDAD ESTÁTICA AIRE NO SATURADO
Gradiente actual
Altura
s - >0
 <s
A
B
Al ascender, la presión se ajusta a la del entorno
Condiciones iniciales

TB
El aire ascendente A (más frío) es
más denso que el aire del entorno B

s
TA
 ATMÓSFERA ESTABLE
Temperatura
Fuerza recuperadora que inhibe el
movimiento vertical
Estabilidad estática positiva
Gradiente adiabático del aire MENOR
que el gradiente adiabático del aire seco
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MM - MDJMO
El paquete de aire A tiende a
regresar a su nivel de origen
Resumo Para P1 TDAtmf
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Atmosfera Instável
Atmosfera Estável
Atmosfera Neutra
14
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MM - MDJMO
Equações basicas
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Equações basicas
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