Atmosphärische Konvektion

Atmosphärische Konvektion ist das Ergebnis von a Paket-Umweltinstabilität oder Temperaturdifferenzschicht in der Atmosphäre. Anders Lädenquoten In trockenen und feuchten Luftmassen führen zu Instabilität. Mischung von Luft während des Tages, der die Höhe der Höhe erweitert Planetary Grenzschicht führt zu erhöhten Winden, Kumuluswolke Entwicklung und verringerte Oberfläche Taupunkte. Feuchte Konvektion führt zu Gewitter Entwicklung, die oft verantwortlich ist für Unwetter in der ganzen Welt. Zu den besonderen Bedrohungen von Gewittern gehören Heil, Downbursts, und Tornados.

Überblick

Bedingungen, die für Gewittertypen und Komplexe günstig sind

Es gibt ein paar General Archetypen der atmosphärischen Instabilität, die verwendet werden, um zu erklären Konvektion (oder Fehlen davon). Eine notwendige (aber nicht ausreichende) Bedingung für die Konvektion ist, dass die Umwelt Leichzrate (Die Abnahme der Temperatur mit der Höhe) ist steiler als die Lapsrate, die durch ein steigendes Luftpaket erlebt wird. Wenn dieser Zustand erfüllt ist, können Luftpakete nach oben geprägter Schwimmpakete werden und somit eine weitere Aufwärtskraft erleben. Lebendige Konvektion beginnt am Niveau der freien Konvektion (LFC), über dem ein Luftpaket durch die aufsteigen kann freie konvektive Schicht (FCL) mit positiver Auftrieb. Sein Auftrieb wird negativ an der Gleichgewichtspegel (EL), aber der vertikale Dynamik des Pakets kann es zu dem tragen Maximaler Paketspiegel (MPL) wo der negative Auftrieb das Paket zum Stillstand verlangt. Die Integration der Auftriebskraft über die vertikale Verschiebung des Pakets ergibt konvektive verfügbare Potential Energy (CAPE), die Joule von Energie pro Kilogramm potenziell schwimmender Luft. CAPE ist eine Obergrenze für ein ideales unverdünntes Paket, und die quadratische Wurzel des doppelten Umhangs wird manchmal als thermodynamische Geschwindigkeitsbegrenzung für Aufwinde bezeichnet Kinetische Energiegleichung.

Solche lebhaften Beschleunigung Konzepte geben eine über vereinfachte Übersicht über die Konvektion. Ziehen ist eine entgegengesetzte Kraft, um Auftrieb entgegenzuwirken [1]so dass ein Paket -Aufstieg unter einem Kräftegleichgewicht auftritt, wie die Endgeschwindigkeit eines fallenden Objekts. Auftrieb kann durch reduziert werden durch Mitnahme, der das Paket mit Umweltluft verdünnt. Siehe das KAP, Auftrieb, und Paket Links für eine eingehendere mathematische Erklärung dieser Prozesse.

Atmosphärische Konvektion wird genannt tief Wenn es sich von nahe der Oberfläche bis über den 500 hPa -Niveau erstreckt, stehen Sie im Allgemeinen an der Tropopause bei ungefähr 200 HPA.[1] Die meisten atmosphärischen tiefen Konvektionen treten in der vor Tropen als der aufsteigende Zweig der Hadley -Zirkulation; und stellt eine starke lokale Kopplung zwischen der Oberfläche und der oberen Troposphäre dar, die in den Wintermidlatituden weitgehend fehlt. Sein Gegenstück im Ozean (tiefe Konvektion nach unten in der Wassersäule) tritt nur an einigen Stellen auf.[2] Eine solche ozeanische Konvektion ist zwar weniger dynamisch wichtig als in der Atmosphäre, ist jedoch für die weltweite Existenz von kaltem Wasser in den niedrigsten Schichten des Ozeans verantwortlich.

Einleitung

A Thermalsäule (oder thermisch) ist ein vertikaler Teil der steigenden Luft in den unteren Höhen der Erdatmosphäre. Thermik werden durch die ungleiche Erheizung der Erdoberfläche durch Sonnenstrahlung erzeugt. Die Sonne wärmt den Boden, was wiederum die Luft direkt darüber erwärmt. Die wärmere Luft dehnt sich aus, wird weniger dicht als die umgebende Luftmasse und schafft a thermisch niedrig.[3][4] Die Masse der leichteren Luft steigt und kühlt sie aufgrund seiner Ausdehnung bei niedrigeren hohen Druckdrücken ab. Es steigt auf, wenn es auf die gleiche Temperatur wie die umgebende Luft abgekühlt ist. Mit einer Wärme ist eine Abwärtsströmung, die die Wärmeläude umgibt, nach unten. Das sich nach unten bewegende Äußere wird durch kältere Luft verursacht, die oben auf der Wärme verdrängt wird. Ein weiterer konvektionsgetriebener Wettereffekt ist der Meeresbriese.[5][6]

Gewitter

Stadien des Lebens eines Gewitters.

Warme Luft hat eine niedrigere Dichte als kühle Luft, so dass warme Luft in kühleren Luft steigt.[7] ähnlich zu Heißluftballons.[8] Wolken bilden sich als relativ wärmere Luft, die Feuchtigkeit in kühlere Luft transportiert. Wenn die feuchte Luft steigt, kühlt sie ab und verursacht einige der Wasserdampf im aufsteigenden Luftpaket zu kondensieren.[9] Wenn die Feuchtigkeit kondensiert, füllt sie Energie bekannt als latente Hitze der Verdampfung, die es dem steigenden Luftpaket ermöglicht, weniger abzukühlen als seine umgebende Luft,[10] Fortsetzung des Aufstiegs der Wolke. Wenn genug Instabilität ist in der Atmosphäre vorhanden, dieser Prozess wird lange genug fortgesetzt Cumulonimbus -Wolken zu bilden, die Blitz und Donner unterstützen. Im Allgemeinen erfordern Gewitter drei Bedingungen, um sich zu bilden: Feuchtigkeit, instabile Luftmasse und eine Hebekraft (Hitze).

Alle Gewitterunabhängig vom Typ gehen Sie drei Phasen durch: die Entwicklungsstufe, das reife Stufe, und die Dissipationsphase.[11] Das durchschnittliche Gewitter hat einen Durchmesser von 24 km (15 mi). Abhängig von den in der Atmosphäre vorhandenen Bedingungen dauern diese drei Stufen durchschnittlich 30 Minuten.[12]

Es gibt vier Haupttypen von Gewittern: Single-Cell, Multicell, Squall Line (auch Multicell-Linie genannt) und Superzell. Welche Typformen hängt von der Instabilität und relativen Windbedingungen an verschiedenen Schichten der Atmosphäre ab ("Windschere"). Einzellige Gewitter bilden sich in Umgebungen mit niedriger vertikaler Windschere und dauern nur 20–30 Minuten. Organisierte Gewitter und Gewittercluster/Linien können länger von stärkeren Aufwegen sowie verschiedenen Formen des Unwetters. Die Superzelle ist die stärkste der Gewitter, die am häufigsten mit großem Hagel, starken Winden und Tornado -Bildung verbunden ist.

Die latente Wärmefreisetzung aus Kondensation ist der Bestimmungsgrad zwischen signifikanter Konvektion und fast keiner Konvektion. Die Tatsache, dass Luft in den Wintermonaten im Allgemeinen kühler ist und daher nicht so viel Wasserdampf und damit verbundene latente Wärme aufnehmen kann, ist der Grund, warum in kühleren Bereichen in diesem Zeitraum eine signifikante Konvektion (Gewitter) selten selten sind. Thundersnow ist eine Situation, in der Forcing -Mechanismen sehr steile Umweltverlusterraten unterstützen, die wie bereits erwähnt ein Archetyp für die bevorzugte Konvektion ist. Die geringe Menge an latenten Wärme, die aus Luftaufstieg und Kondensung von Feuchtigkeit in einem Thundersnow freigesetzt wird, dient auch dazu, dieses konvektive Potenzial zu erhöhen, wenn auch minimal. Es gibt auch drei Arten von Gewittern: Orographie, Luftmasse und Frontal.

Grenzen und Zwang

Trotz der Tatsache, dass es in der Atmosphäre eine Schicht geben könnte, die positive CAPE -Werte aufweist. Wenn das Paket nicht erreicht oder auf dieses Niveau steigt, wird die in der FCL auftretende Konvektion nicht realisiert. Dies kann aus zahlreichen Gründen auftreten. In erster Linie ist es das Ergebnis einer Kappe oder Konvektive Hemmung (CIN/CINH). Prozesse, die diese Hemmung untergraben können, sind die Erwärmung der Erdoberfläche und erzwingen. Solche Forcing -Mechanismen fördern die vertikale Geschwindigkeit nach oben, die durch eine Geschwindigkeit gekennzeichnet ist, die relativ niedrig zu dem ist, was man in einem Gewitteraufspannung findet. Aus diesem Grund ist es nicht die tatsächliche Luft, die in die LFC gedrängt wird und die Hemmung "durchbricht", sondern das Erzwingen kühlt die Hemmung adiabatisch ab. Dies würde den Temperaturanstieg mit der Höhe entgegenwirken oder "erodieren", die während einer Capping -Inversion vorhanden ist.

Forcing -Mechanismen, die zum Erodieren der Hemmung führen können Ebene Konvergenz. Die vertikale Aufwärtsbewegung folgt oft. Insbesondere a Kaltfront, Meer/Seebrise, Ausflussgrenze, oder durch die Wirbeldynamik erzwingen (Differentiale positive Wirbel Advektion) der Atmosphäre wie mit Tägern, beide Kurzwelle und lange Welle. Jetstreifen Dynamik durch das Ungleichgewicht von Coriolis und Druckgradientenkräften, die verursacht werden subgeostrophische und supergeostrophische Flüsse, kann auch vertikale Geschwindigkeiten nach oben erzeugen. Es gibt zahlreiche andere atmosphärische Setups, bei denen die vertikalen Geschwindigkeiten nach oben erzeugt werden können.

Bedenken hinsichtlich einer schweren tiefen, feuchten Konvektion

Auftrieb ist der Schlüssel zum Gewitterwachstum und ist für eine der schwerwiegenden Bedrohungen in einem Gewitter notwendig. Es gibt andere Prozesse, nicht unbedingt thermodynamisch, die die Festigkeit des Aufwinds erhöhen können. Diese beinhalten Aufwindrotation, niedrige Konvergenz und Evakuierung der Masse außerhalb des Aufwinds über starke Winde der oberen Ebene und der Jet-Stream.

Hagel

Hagelwelle
Schwere Gewitter mit Hagel können eine charakteristische grüne Färbung aufweisen[13]

Wie andere Niederschläge in Cumulonimbus -Wolken beginnt als Wassertröpfchen. Wenn die Tröpfchen steigen und die Temperatur unter dem Gefrierpunkt geht, werden sie unterkühlt Wasser und wird beim Kontakt mit einfrieren Kondensationskerne. Ein Querschnitt durch einen großen Hagelstein zeigt eine Zwiebelstruktur. Dies bedeutet, dass der Hagel aus dicken und durchscheinenden Schichten besteht, die sich mit Schichten abwechseln, die dünn, weiß und undurchsichtig sind. Die frühere Theorie deutete darauf hin, dass Hagelsteine ​​mehrerer Abfahrten und Anstände ausgesetzt waren, die in eine Zone der Luftfeuchtigkeit und in die Wiederbelebung fielen, als sie angehoben wurden. Es wurde angenommen, dass diese Auf- und Abbewegung für die aufeinanderfolgenden Schichten des Hagelsteins verantwortlich ist. Neue Forschung (basierend auf Theorie und Feldstudie) hat gezeigt, dass dies nicht unbedingt wahr ist.

Der Sturm Aufwind, mit nach oben gerichteten Windgeschwindigkeiten von bis zu 180 Kilometern pro Stunde (110 Meilen pro Stunde),[14] Blasen Sie die formenden Hagelsteine ​​in die Wolke. Wenn der Hailstone steigt, geht er in Bereiche der Wolke ein, in denen die Konzentration der Luftfeuchtigkeit und im Supercooled Wassertröpfchen variiert. Die Wachstumsrate des Hagelstones ändert sich in Abhängigkeit von den Variationen der Luftfeuchtigkeit und den überkühlten Wassertröpfchen, auf die sie begegnet. Die Akkretionsrate dieser Wassertröpfchen ist ein weiterer Faktor für das Wachstum des Hagelsteins. Wenn sich der Hagel in einen Bereich mit einer hohen Konzentration von Wassertröpfchen bewegt, fängt er letztere ein und erhält eine durchscheinende Schicht. Sollte sich der Hagel in einen Bereich bewegen, in dem größtenteils Wasserdampf verfügbar ist, erhält er eine Schicht undurchsichtiges weißes Eis.[15]

Darüber hinaus hängt die Geschwindigkeit des Hagelstones von ihrer Position in der Aufwind und seiner Masse der Cloud ab. Dies bestimmt die unterschiedlichen Dicken der Schichten des Hagelsteins. Die Akkretionsrate von unterkühlten Wassertröpfchen am Hagelstein hängt von den relativen Geschwindigkeiten zwischen diesen Wassertröpfchen und dem Hagelstein selbst ab. Dies bedeutet, dass die größeren Hagelsteine ​​im Allgemeinen ein wenig von dem stärkeren Aufwind bilden, wo sie mehr Zeit wachsen können[15] Während der Hagelstone wächst, veröffentlicht er latente Hitze, was sein Äußeres in einer flüssigen Phase hält. Die äußere Schicht ist 'nasser Wachstum', ist die äußere Schicht klebrigoder kleber, so dass ein einzelner Hagelstein durch Kollision mit anderen kleineren Hagelsteinen wachsen kann und eine größere Einheit mit unregelmäßiger Form bildet.[16]

Der Hailstone wird im Gewitter weiter steigen, bis seine Masse nicht mehr vom Aufwind unterstützt werden kann. Dies kann mindestens 30 Minuten dauern, basierend auf der Kraft der Aufwinde im Hagel-produzierenden Gewitter, dessen Oberteil normalerweise höher als 6,2 mi hoch ist. Es fällt dann in Richtung Boden, während es weiter wächst, basierend auf denselben Prozessen, bis es die Wolke verlässt. Es wird später zu schmelzen, wenn es in die Luft über dem Gefriertemperatur übergeht[17]

Somit reicht eine einzigartige Flugbahn im Gewitter aus, um die schichtähnliche Struktur des Hagelsteins zu erklären. Der einzige Fall, in dem wir mehrere Flugbahnen diskutieren können, ist in einem mehrzelligen Gewitter, in dem der Hagelstein von der Spitze der "Mutter" -Zelle ausgestoßen und in der Aufwind einer intensiveren "Tochterzelle" erfasst werden kann. Dies ist jedoch ein Ausnahmefall.[15]

Downburst

Cumulonimbus -Wolke über dem Golf von Mexiko in Galveston, Texas
Ein Downburst

Ein Downburst wird durch eine Spalte mit sinkender Luft erzeugt, die sich nach dem Erreichen des Bodens in alle Richtungen ausbreitet und in der Lage ist, schädigende geradlinige Winde von über 240 Kilometern pro Stunde (150 Meilen pro Stunde) zu erzeugen, was häufig ähnlich ist, aber aber, aber aber unterscheidbar von, das durch verursacht durch Tornados. Dies liegt daran, dass sich die physikalischen Eigenschaften eines Downburst völlig von denen eines Tornados unterscheiden. Downburst -Schäden strahlen von einem zentralen Punkt aus, wenn sich die absteigende Säule bei der Auswirkungen der Oberfläche ausbreitet, während der Tornado -Schaden zu konvergenten Schäden neigt, die mit rotierenden Winden übereinstimmen. Um zwischen Tornadoschäden und Schäden durch einen Downburst zu unterscheiden, den Begriff geradlinige Winde wird auf Schäden durch Mikrobursts angewendet.

Downbursts sind besonders stark DownDrafts von Gewittern. Downbursts in Luft, das ist Niederschlag frei oder enthält Virga sind bekannt als Trockentrocknen;[18] Diejenigen, die mit Niederschlägen begleitet werden, sind als bekannt als als nasse Downbursts. Die meisten Downbursts sind weniger als 4 Kilometer (2,5 mi) in Umfang: Diese werden genannt Mikrobursts.[19] Downbursts größer als 4 Kilometer (2,5 mi) werden manchmal genannt Makrobursts.[19] Downbursts können über große Bereiche auftreten. Im extremen Fall a Derecho Kann ein riesiges Gebiet mehr als 320 Kilometer breit und über 1.600 Kilometer (990 mi) lange und bis zu 12 Stunden oder mehr dauern, und ist mit einigen der intensivsten geradlinigen Winde verbunden.[20] Der generative Prozess unterscheidet sich jedoch etwas von dem der meisten Downbursts.

Tornados

Der F5 -Tornado, der getroffen wurde Elie, Manitoba in 2007.

Ein Tornado ist eine gefährliche rotierende Luftsäule, die sowohl mit der Erdoberfläche als auch mit der Basis von a in Kontakt steht Cumulonimbus Cloud (Thundercloud) oder a Kumuluswolke in seltenen Fällen. Tornados gibt es in vielen Größen, bilden aber normalerweise ein sichtbares Kondensationstrichter dessen engster Ende die Erde erreicht und von einer Wolke von umgeben ist Trümmer und Staub.[21]

Tornados -Windgeschwindigkeiten im Allgemeinen durchschnittlich zwischen 64 Kilometern pro Stunde (40 Meilen pro Stunde) und 180 Kilometer pro Stunde (110 Meilen pro Stunde). Sie sind ungefähr 75 Meter (246 Fuß) durch und fahren einige Kilometer vor dem Auflösen. Einige erreichen Windgeschwindigkeiten von mehr als 480 Kilometern pro Stunde (300 Meilen pro Stunde), können mehr als 1,6 Kilometer über 0,99 m / min dehnen und den Kontakt für mehr als 100 Kilometer (62 mi) aufrechterhalten.[22][23][24]

Tornados, obwohl sie eines der destruktivsten Wetterphänomene sind, sind im Allgemeinen nur von kurzer Dauer. Ein langlebiger Tornado dauert im Allgemeinen nicht länger als eine Stunde, aber einige dauern 2 Stunden oder länger (zum Beispiel die Tri-State-Tornado). Aufgrund ihrer relativ kurzen Dauer sind weniger Informationen über die Entwicklung und Bildung von Tornados bekannt.[25] Im Allgemeinen hat jeder Zyklon, der auf Größe und Intensität basiert, eine unterschiedliche Instabilitätsdynamik. Die instabilste azimutale Wellenzahl ist für größere Zyklone höher.[26]

Messung

Das Konvektionspotential in der Atmosphäre wird häufig durch ein atmosphärisches Temperatur/Taupunktprofil mit Höhe gemessen. Dies wird oft auf einem angezeigt Schief t Diagramm oder ähnliches thermodynamisches Diagramm. Diese können durch a geplant werden gemessene Klanganalyse, das ist das Senden von a Radiosonde an einem Ballon in die Atmosphäre befestigt, um die Messungen mit der Höhe zu ergreifen. Prognosemodelle Kann diese Diagramme auch erzeugen, sind jedoch aufgrund von Modellunsicherheiten und -verzerrungen weniger genau und haben eine geringere räumliche Auflösung. Obwohl die zeitliche Auflösung der Prognosemodell -Soundings größer ist als die direkten Messungen, bei denen erstere für Intervalle von bis zu alle 3 Stunden Diagramme haben können Klingen können außerhalb des normalen Zeitplans von 00Z und dann 12Z genommen werden.[2]

Andere Prognoseprobleme

Die atmosphärische Konvektion kann auch für eine Reihe anderer Wetterbedingungen verantwortlich sein und Auswirkungen haben. A few examples on the smaller scale would include: Convection mixing the planetary boundary layer (PBL) and allowing drier air aloft to the surface thereby decreasing dew points, creating cumulus-type clouds which can limit a small amount of sunshine, increasing surface winds, Abflüssegrenzen/und andere kleinere Grenzen diffuser und die Osten der Trockenlinie während des Tages. In größerem Maßstab kann das Anstieg der Luft zu warmen Kernoberflächentiefs führen, die häufig in der Wüste im Südwesten enthalten sind.

Siehe auch

Verweise

  1. ^ "Flache/tiefe Konvektion". Nationale Zentren für Umweltvorhersage. 15. März 1999.
  2. ^ Helen Jones. "Open-Ocean Deep Convektion".
  3. ^ Prognose des Nationalen Wetterdienstes in Tucson, Arizona (2008). "Was ist ein Monsun?". Nationaler Wetterdienst Western Region Hauptquartier. Abgerufen 2009-03-08.
  4. ^ Douglas G. Hahn und Syukuro Manabe (1975). "Die Rolle der Berge im südasiatischen Monsunumlauf". Journal of the Atmospheric Sciences. 32 (8): 1515–1541. Bibcode:1975Jats ... 32.1515h. doi:10.1175/1520-0469 (1975) 032 <1515: Tromit> 2.0.co; 2; 2;. ISSN 1520-0469.
  5. ^ Universität Wisconsin. Meer und Landbrise. Abgerufen am 2006-10-24.
  6. ^ Jetstream: Eine Online -Schule für Wetter (2008). Die Meeresbrise. Archiviert 2006-09-23 bei der Wayback -Maschine Nationaler Wetterdienst. Abgerufen am 2006-10-24.
  7. ^ Albert Irvin Frye (1913). Taschenbuch der Bauingenieure: Ein Referenzbuch für Ingenieure, Auftragnehmer. D. Van Nostrand Company. p.462. Abgerufen 2009-08-31. Die Dichte variiert je nach Temperaturbuch.
  8. ^ Yikne Deng (2005). Alte chinesische Erfindungen. Chinesische internationale Presse. S. 112–13. ISBN 978-7-5085-0837-5. Abgerufen 2009-06-18.
  9. ^ FMI (2007). "Nebel und Stratus - meteorologischer physischer Hintergrund". Zentralanstalt für Meteorologie und Geodynamikik. Abgerufen 2009-02-07.
  10. ^ Chris C. Mooney (2007). Storm World: Hurrikane, Politik und der Kampf um die globale Erwärmung. Houghton Mifflin Harcourt. p.20. ISBN 978-0-15-101287-9. Abgerufen 2009-08-31. Wolkenbildung Latent Wärmebuch.
  11. ^ Michael H. Mogil (2007). Extremes Wetter. New York: Black Dog & Leventhal Publisher. S. 210–211. ISBN 978-1-57912-743-5.
  12. ^ Nationales schweres Storms Laboratory (2006-10-15). "Ein Unwetter -Primer: Fragen und Antworten zu Gewittern". Nationales ozeanische und atmosphärische Verwaltung. Archiviert von das Original am 25. August 2009. Abgerufen 2009-09-01.
  13. ^ Frank W. Gallagher, III. (Oktober 2000). "Entfernte grüne Gewitter - Frazers Theorie überarbeitet". Journal of Applied Meteorology. 39 (10): 1754. Bibcode:2000japme..39.1754g. doi:10.1175/1520-0450-39.10.1754.
  14. ^ Nationales Zentrum für atmosphärische Forschung (2008). "Hagel". University Corporation für atmosphärische Forschung. Archiviert von das Original Am 2010-05-27. Abgerufen 2009-07-18.
  15. ^ a b c Stephan P. Nelson (August 1983). "Der Einfluss des Sturmflusses Strec auf das Hagelwachstum". Journal of the Atmospheric Sciences. 40 (8): 1965–1983. Bibcode:1983jats ... 40.1965n. doi:10.1175/1520-0469 (1983) 040 <1965: tiosfs> 2.0.co; 2; 2;. ISSN 1520-0469.
  16. ^ Julian C. Brimelow; Gerhard W. Reuter & Eugene R. Poolman (Oktober 2002). "Modellierung maximaler Hagelgröße in Alberta -Gewittern". Wetter und Prognose. 17 (5): 1048–1062. Bibcode:2002wtfor..17.1048b. doi:10.1175/1520-0434 (2002) 017 <1048: mmhsia> 2.0.co; 2; 2;. ISSN 1520-0434.
  17. ^ Jacque Marshall (2000-04-10). "Hagel Fact Sheet". University Corporation für atmosphärische Forschung. Archiviert von das Original am 2009-10-15. Abgerufen 2009-07-15.
  18. ^ Fernando Caracacena, Ronald L. Holle und Charles A. Doswell III. Mikrobursts: Ein Handbuch zur visuellen Identifizierung. Abgerufen am 9. Juli 2008.
  19. ^ a b Glossar der Meteorologie. MACROBURST. Abgerufen am 30. Juli 2008.
  20. ^ Peter S. Parke und Norvan J. Larson. Grenzwasser -Sturm. Abgerufen am 30. Juli 2008.
  21. ^ Renno, Nilton O. (August 2008). "Eine thermodynamisch allgemeine Theorie für konvektive Wirbel" (PDF). Tellus a. 60 (4): 688–99. Bibcode:2008tella..60..688r. doi:10.1111/j.1600-0870.2008.00331.x. HDL:2027.42/73164.
  22. ^ Edwards, Roger (2006-04-04). "Die Online -Tornado -FAQ". Sturmvorschriftenzentrum. Archiviert Aus dem Original am 30. September 2006. Abgerufen 2006-09-08.
  23. ^ "Doppler auf Rädern". Zentrum für Unwetterforschung. 2006. archiviert von das Original am 5. Februar 2007. Abgerufen 2006-12-29.
  24. ^ "Hallam Nebraska Tornado". Omaha/Valley, NE Wettervorhersagebüro. 2005-10-02. Archiviert Aus dem Original am 4. Oktober 2006. Abgerufen 2006-09-08.
  25. ^ "Tornados". 2008-08-01. Archiviert von das Original am 2009-10-12. Abgerufen 2009-08-03.
  26. ^ Rostami, Masoud; Zeitlin, Vladimir (2018). "Ein verbessertes feucht konvektives rotierendes flacher Wassermodell und seine Anwendung auf Instabilitäten von Hurrikan-ähnlichen Wirbeln" (PDF). Vierteljährliches Journal der Royal Meteorological Society. 144 (714): 1450–1462. Bibcode:2018qjrms.144.1450r. doi:10.1002/qj.3292.