Energia potencial convectiva disponível - Convective available potential energy
Em meteorologia , a energia potencial convectiva disponível (comumente abreviada como CAPE ), é a quantidade integrada de trabalho que a força de flutuação ascendente (positiva) realizaria em uma dada massa de ar (chamada de parcela de ar ) se subisse verticalmente por toda a atmosfera . O CAPE positivo fará com que o pacote aéreo suba, enquanto o CAPE negativo fará com que o pacote aéreo afunde. CAPE diferente de zero é um indicador de instabilidade atmosférica em qualquer sondagem atmosférica , uma condição necessária para o desenvolvimento de cúmulos e nuvens cúmulos - nimbos com riscos climáticos severos .
Mecânica
O CAPE existe dentro da camada condicionalmente instável da troposfera , a camada convectiva livre (FCL), onde uma parcela de ar ascendente é mais quente que o ar ambiente. CAPE é medido em joules por quilograma de ar (J / kg). Qualquer valor maior que 0 J / kg indica instabilidade e uma possibilidade crescente de tempestades e granizo. CAPE genérico é calculado integrando verticalmente a flutuabilidade local de uma parcela do nível de convecção livre (LFC) ao nível de equilíbrio (EL):
Onde é a altura do nível de convecção livre e é a altura do nível de equilíbrio (flutuabilidade neutra), onde é a temperatura virtual da parcela específica, onde é a temperatura virtual do ambiente (observe que as temperaturas devem estar em Kelvin escala), e onde está a aceleração da gravidade . Essa integral é o trabalho feito pela força de empuxo menos o trabalho feito contra a gravidade, portanto, é o excesso de energia que pode se tornar energia cinética.
O CAPE para uma determinada região é mais frequentemente calculado a partir de um diagrama termodinâmico ou de sondagem (por exemplo, um diagrama Skew-T log-P ) usando dados de temperatura do ar e ponto de orvalho geralmente medidos por um balão meteorológico .
CAPE é efetivamente flutuabilidade positiva, expressa B + ou simplesmente B ; o oposto da inibição convectiva (CIN) , que é expressa como B- , e pode ser considerada como "CAPE negativo". Tal como acontece com CIN, CAPE é geralmente expresso em J / kg, mas também pode ser expresso como m 2 / s 2 , pois os valores são equivalentes. Na verdade, o CAPE é algumas vezes referido como energia flutuante positiva ( PBE ). Este tipo de CAPE é a energia máxima disponível para uma parcela ascendente e para a convecção úmida. Quando uma camada de CIN está presente, a camada deve ser erodida por aquecimento de superfície ou levantamento mecânico, de modo que as parcelas da camada limite de convecção possam atingir seu nível de convecção livre (LFC).
Em um diagrama de sondagem, CAPE é a área positiva acima do LFC, a área entre a linha de temperatura virtual do lote e a linha de temperatura virtual do ambiente onde o lote ascendente é mais quente que o ambiente. Negligenciar a correção de temperatura virtual pode resultar em erros relativos substanciais no valor calculado de CAPE para pequenos valores de CAPE. O CAPE também pode existir abaixo do LFC, mas se uma camada de CIN ( subsidência ) estiver presente, ela não estará disponível para uma convecção úmida e profunda até que o CIN se esgote. Quando há elevação mecânica à saturação , a base da nuvem começa no nível de condensação elevada (LCL); sem forçar, a base da nuvem começa no nível de condensação convectiva (CCL), onde o aquecimento de baixo causa elevação flutuante espontânea até o ponto de condensação quando a temperatura convectiva é atingida. Quando o CIN está ausente ou é superado, parcelas saturadas no LCL ou CCL, que eram pequenas nuvens cúmulos , sobem para o LFC, e então sobem espontaneamente até atingir a camada estável do nível de equilíbrio. O resultado é uma convecção profunda e úmida (DMC), ou simplesmente uma tempestade.
Quando um pacote é instável, ele continuará a se mover verticalmente, em qualquer direção, dependendo se recebe forçamento para cima ou para baixo, até que alcance uma camada estável (embora o momento, a gravidade e outro forçamento possam fazer com que o pacote continue). Existem vários tipos de CAPE, downdraft CAPE ( DCAPE ), que estima a força potencial da chuva e correntes descendentes resfriadas por evaporação . Outros tipos de CAPE podem depender da profundidade considerada. Outros exemplos são CAPE com base em superfície ( SBCAPE ), camada mista ou camada média CAPE ( MLCAPE ), CAPE mais instável ou máximo utilizável ( MUCAPE ) e CAPE normalizado ( NCAPE ).
Elementos fluidos deslocados para cima ou para baixo em tal atmosfera se expandem ou comprimem adiabaticamente a fim de permanecer em equilíbrio de pressão com seus arredores, e desta maneira se tornam menos ou mais densos.
Se a diminuição ou aumento adiabático na densidade for menor do que a diminuição ou aumento na densidade do meio ambiente (não movido), o elemento de fluido deslocado estará sujeito a pressão para baixo ou para cima, que funcionará para restaurá-lo ao seu original posição. Conseqüentemente, haverá uma força contrária ao deslocamento inicial. Essa condição é conhecida como estabilidade convectiva .
Por outro lado, se a diminuição ou aumento adiabático na densidade for maior do que no fluido ambiente, o deslocamento para cima ou para baixo será recebido com uma força adicional na mesma direção exercida pelo fluido ambiente. Nessas circunstâncias, pequenos desvios do estado inicial serão amplificados. Esta condição é conhecida como instabilidade convectiva .
A instabilidade convectiva também é denominada instabilidade estática , porque a instabilidade não depende do movimento existente do ar; isso contrasta com a instabilidade dinâmica, onde a instabilidade depende do movimento do ar e seus efeitos associados, como levantamento dinâmico .
Significado para tempestades
Tempestades se formam quando os pacotes de ar são levantados verticalmente. A convecção profunda e úmida requer que um pacote seja elevado ao LFC, onde então sobe espontaneamente até atingir uma camada de flutuabilidade não positiva. A atmosfera é quente na superfície e nos níveis mais baixos da troposfera onde há mistura (a camada limite planetária (PBL) ), mas torna-se substancialmente mais fria com a altura. O perfil de temperatura da atmosfera, a mudança na temperatura, o grau em que ela esfria com a altura, é a taxa de lapso . Quando a parcela de ar ascendente esfria mais lentamente do que a atmosfera circundante, ela permanece mais quente e menos densa . A parcela continua a subir livremente ( convectivamente ; sem elevação mecânica) através da atmosfera até atingir uma área de ar menos densa (mais quente) do que ela.
A quantidade e a forma da área de flutuabilidade positiva modula a velocidade das correntes ascendentes , portanto, o CAPE extremo pode resultar no desenvolvimento de tempestades explosivas; esse rápido desenvolvimento geralmente ocorre quando o CAPE armazenado por uma inversão de cobertura é liberado quando a "tampa" é quebrada por aquecimento ou elevação mecânica. A quantidade de CAPE também modula como a vorticidade de baixo nível é arrastada e então esticada na corrente ascendente , com importância para a tornadogênese . O CAPE mais importante para tornados está dentro dos 1 a 3 km mais baixos (0,6 a 1,9 mi) da atmosfera, enquanto o CAPE de camada profunda e a largura do CAPE em níveis médios são importantes para supercélulas . Surtos de tornado tendem a ocorrer em ambientes de alta CAPE. Grande CAPE é necessário para a produção de granizo muito grande, devido à força da corrente ascendente, embora uma corrente ascendente rotativa possa ser mais forte com menos CAPE. O CAPE grande também promove a atividade de raios.
Dois dias notáveis para clima severo exibiram valores CAPE acima de 5 kJ / kg. Duas horas antes do surto de tornado de Oklahoma em 1999, ocorrido em 3 de maio de 1999, o valor CAPE que soava na cidade de Oklahoma era de 5,89 kJ / kg. Algumas horas depois, um tornado F5 atingiu os subúrbios ao sul da cidade. Também em 4 de maio de 2007, valores CAPE de 5,5 kJ / kg foram alcançados e um tornado EF5 rasgou Greensburg, Kansas . Nesses dias, era evidente que as condições eram propícias para tornados e o CAPE não era um fator crucial. No entanto, o CAPE extremo, ao modular a corrente ascendente (e corrente descendente), pode permitir eventos excepcionais, como os mortais tornados F5 que atingiram Plainfield, Illinois em 28 de agosto de 1990 e Jarrell, Texas em 27 de maio de 1997 em dias que não foram t facilmente aparente como propício a grandes tornados. O CAPE foi estimado em mais de 8 kJ / kg no ambiente da tempestade Plainfield e estava em torno de 7 kJ / kg para a tempestade Jarrell .
Tempo severo e tornados podem se desenvolver em uma área de valores baixos de CAPE. O evento inesperado de mau tempo que ocorreu em Illinois e Indiana em 20 de abril de 2004 é um bom exemplo. O mais importante nesse caso foi que, embora o CAPE geral fosse fraco, havia um CAPE forte nos níveis mais baixos da troposfera, o que permitiu uma eclosão de minissupercélulas produzindo tornados grandes, de longo curso e intensos.
Exemplo de meteorologia
Um bom exemplo de instabilidade convectiva pode ser encontrado em nossa própria atmosfera. Se o ar seco de nível médio for puxado sobre o ar muito quente e úmido na troposfera inferior , um hidrolapso (uma área de temperatura de ponto de orvalho que diminui rapidamente com a altura) resulta na região onde a camada limite úmida e o ar de nível médio se encontram. À medida que o aquecimento diurno aumenta a mistura dentro da camada limite úmida, parte do ar úmido começará a interagir com o ar seco de nível médio acima dela. Devido aos processos termodinâmicos, conforme o ar seco de nível médio é lentamente saturado, sua temperatura começa a cair, aumentando a taxa de lapso adiabático . Sob certas condições, a taxa de lapso pode aumentar significativamente em um curto período de tempo, resultando em convecção . A alta instabilidade convectiva pode levar a tempestades e tornados severos, pois o ar úmido que fica preso na camada limite eventualmente se torna altamente flutuante negativamente em relação à taxa de lapso adiabático e escapa como uma bolha de ar úmido que aumenta rapidamente, desencadeando o desenvolvimento de um cúmulo ou nuvem cumulonimbus .
Veja também
Referências
Leitura adicional
- Barry, RG e Chorley, RJ Atmosfera, tempo e clima (7ª ed) Routledge 1998 p. 80-81 ISBN 0-415-16020-0