Mezociklonális tornádók II.

A mai napig nem tudunk ugyanis választ adni arra, hogyan lehet pontosan előre jelezni, hogy egy szupercella produkál-e tornádót vagy sem. Gyakran fordul elő olyan helyzet, hogy két szupercella megfigyelt tulajdonságai teljesen hasonlóak, mégis az egyikben létrejön tornádó, a másikban nem. A kérdés megválaszolását elsősorban az nehezíti, hogy egy tornádóról szisztematikus, időben és térben is kellően részletes megfigyelési adatokat igen körülményes gyűjteni. Másrészt a tornádó és az őt létrehozó zivatar együttes szimulációja rendkívül számításigényes. A tornádók modellezése ugyanis - relatíve kis méretük miatt - igen magas térbeli felbontást igényel (néhány 10 m). Ugyanakkor a zivatar több 10 km átmérőjű, így a horizonálisan lefedni kívánt terület rácspontjainak száma a szimulációban elérheti a milliós nagyságrendet (~1000x1000), nem beszélve a vertikális szintekről (ez egy újabb tízes szorzót jelent). Emiatt nem meglepő, hogy egyértelműen a tornádó talán a legkevésbé értett jelenség a konvektív folyamatok közül.
 

A korai tornádókutatások forrásai főként in situ mérésekből, fotókból, hagyományos radarokkal készített tanulmányokból és fotogrammetrikusan* elemzett töredékfilmekből álltak. Ugyanakkor az utóbbi 30 évben készített felvételek csupán a tornádó külső peremén kavargó törmeléket dokumentálják, a kondenzációs tölcsér belsejében található törmelék maga nem látható. Emiatt ilyen módon a tornádó szélmezeje csak kétdimenzióban térképezhető fel (egy második nézőpont vagy egy másik megfigyelési szög hiányában).

Az USA-ban az 1970-es, illetve 1980-as években kiépülő, rögzített, Doppler-elven működő radarhálózat már jóval részletesebb információt nyújtott a viharok szélmezejéről. A hálózat térbeli felbontása 500 m és 1 km közötti volt, míg időbeli felbontása 2-5 perc. Emellett az 1970-es évektől már a viharvadászok elkezdték szisztematikusan dokumentálni a tornádókat, a '80-as évektől pedig olyan felszerelésekkel is rendelkeztek, melyekkel in situ méréseket, megfigyeléseket végezhettek. Ezeket a méréseket viszont korlátozottan lehetett felhasználni, mert legfeljebb csak néhány pontra voltak érvényesek. Szintén ebben az időszakban végeztek laboratóriumi kísérleteket örvénykamrákban (1. ábra) a Purdue Egyetemen és az Oklahomai Egyetemen, amelyek - függetlenül a radaros és a számítógépes technológiától - az első kvantitatív (azaz mennyiségi jellegű) méréseket nyújtották a tornádóörvények jellegzetességeivel kapcsolatban. Ezt követően születtek meg az első numerikus szimulációk a zivatarok skáláján, amelyek esetében a kisebb skálájú örvényeket beágyazott, finomfelbontású rácsmezőn modellezték.

1. ábra Tornádószerű örvények modellezése laboratóriumi (örvénykamra) körülmények között. Örvényvonalak viselkedése egy tornádószimulációban. (Az örvényvonal olyan görbe, amelynek minden pontjában az ottani örvényességvektor az érintője). (Fent) állandósult áramlás esetén: (balra) mikor nincs azimutális gyorsulás (nincs forgó mozgás); (jobbra) forgó mozgás esetén. (Lent) Balról jobbra az áramlási kép változása az idő függvényében: a levegő az örvénykamra központja felé konvergál és annak tetején áramlik ki, miközben nincs felszíni súrlódás; egy vertikális tengelyű örvényvonal látható a kamra külső peremén, amely a befelé mozgás közben megdől; az örvény centrumában süllyedő légáramlás alakul ki és a központi tengely felé történő közeledése megáll; a központi tengely mentén nincs vertikális elmozdulás (Rotunno, 1980).

 

Az 1990-es évek elején léptek be a kutatásba a repülőgépre szerelt mobil Doppler-radarok, amelyek az első VORTEX projekt során az elsődleges adatgyűjtő eszközöknek számítottak. Bár ezek segítségével a viharokat megfelelő térbeli (mintegy 300 m-es) felbontással tudták követni akár hosszabb ideig is, a repülőgépek azonban csak 5 percenként végezhettek méréseket, és a felszínhez közeli képződmények megfelelő detektálására sem volt lehetőség a domborzat zavaró hatása miatt. Az 1980-as évek végén mobil, felszíni radarokat szereltek kisebb teherautókra, és bár a zivatarok megfigyelése ezzel is problémásnak bizonyult, mégis magasabb térbeli felbontással és gyakrabban tudtak adatokat gyűjteni a tornádókról, különösen azok felszínhez közeli régióinál. 

A tornádók megfelelő numerikus szimulációjához mindenképpen szükséges az a feltétel, hogy a folyamatok során az energia túlnyomó részét szállító turbulens örvényeket a modell megfelelően felbontsa (azaz a rácstávolság jóval kisebb legyen az örvények jellemző méreténél. Pl. egy átlagos zivatar esetében a meghatározó turbulens örvények néhány száz méteresek, így a megfelelő rácstávolság ~ 100 m). Az ilyen feltételt teljesítő szimulációkat nevezik az angol szakirodalomban Large Eddy Simulation-nek (vagy elterjedt rövidítéssel LES-nek). A tornádók LES-modellezését az 1990-es évek végén valósították meg, melyeknél a rácsfelbontás esetenként az 1-3 métert is elérte. A LES-modellek alkalmazásának hátulütője az, hogy a nagy felbontás miatt a tornádó és az őt létrehozó zivatar együttes szimulációja nem végezhető el a nagy felbontás következtében jelentősen megnövekedő számításigény miatt. Ha viszont csak önmagában a tornádók tanulmányozásához csak a LES modellt használjuk, akkor nem tudjuk figyelembe venni a tornádót létrehozó, nagyobb skálájú folyamatokat, azaz magát a zivatarfelhőt. Ez szemléletesen olyan, mintha azt vizsgálnánk, hogyan működik egy ujj a kar, az agy vagy egyéb testrészünk nélkül.
2010 óta (VORTEX2 projekt 1. kép) a legkorszerűbb tornádó kutatási módszerek közé tartoznak a tornádók megfigyelésére használt rögzített helyű, gyors mintavételezésű (rapid scan) mobil Doppler–radarok, illetve duál-polarimetrizációs Doppler-radarok, mobil Doppler-lidarok, felszíni szondák; de legalább ilyen fontosak a háromdimenziós, nemhidrosztatikus numerikus felhőmodellek 10 m-es térbeli felbontással, valamint az 1 m-es felbontású LES modellek.
 

Az örvénydőlés (tilting) nem más, mint az eredetileg horizontális tengelyű örvénylés vertikális tengelyűbe fordulása (lásd 2. ábra!). A rotáció felállítódásáért gyakran a zivatar feláramlása a felelős, ez hozza létre a függőleges tengelyű örvénylést középszinteken a szupercellákban. De adott esetben a leáramlás is szerepet játszhat az örvényesség dőlésében, mint ahogy azt a későbbiekben látni fogjuk. 

3. ábra  A nyújtás szemléltetése. A forgás kisebb területen való koncentrálódása az örvényesség intenzív növekedéséhez vezet.

A tornádók kialakulását minden esetben megelőzi a felszínközeli örvénylés, azaz az alacsonyszintű mezociklon kialakulása és megerősödése. Ennek - az északi féltekén jellemzően ciklonális értelmű - örvénylésnek egy lehetséges forrása lehet a planetáris határrétegben¹ létrejövő horizontális tengelyű örvényesség. Ezek a horizontális örvények a következő módokon jöhetnek létre:

a) Kiáramlások határán: a szupercella RFD, illetve FFD régiójának kifutófrontja, vagy egy szomszédos zivatar kifutófrontja mentén, amelyek baroklin² határfelületnek számítanak (lásd 4. ábra!).

4. ábra  Az alacsonyszintű mezociklon kialakulása a szupercellában. A fekete görbék mutatják az örvényvonalakat, az FFD az előoldali leáramlás területe. Az FFD és a beáramlás határán jelentkező alacsonyszintű, horizontális tengelyű, baroklin örvényeket felállítja a zivatar feláramlása, amelyet aztán a nyújtás (stretching) tovább erősít, így intenzív felszín közeli örvénylés alakulhat ki.

b) Magán a zivataron belül egy szélesebb baroklin zóna mentén, amelyet a különböző típusú és méretű csapadékelemeknek térbeli gradiense hoz létre. Ugyanis ha a szupercella csapadékmezejének különböző régióiban eltérő tulajdonságú csapadékelemek (pl. kisebb és nagyobb esőcseppek, vagy esőcseppek és jégszemek) hullnak, akkor ezek eltérő mértékű párolgása következtében változik a leáramlás erőssége, valamint a hőmérséklet és a sűrűség is. Ilyen eltérő tulajdonságú légtömegeket elválasztó határfelületek mentén könnyen kialakulhatnak azok a horizontális örvények, melyek később vertikális tengelyűvé alakulva akár a tornádó intenzitását is elérhetik. Minél erősebb a baroklinitás, azaz minél nagyobb a horizontális hőmérsékletkülönbség, annál erősebb horizontális tengelyű örvények jöhetnek létre. 
A baroklinitás generálta horizontális örvényesség ugyanakkor nemcsak a baroklin zónák erősségétől függ, hanem attól is, hogy az áramló levegő mennyi időt tölt el ebben a zónában. Ha a szélsebesség túl erős, akkor a levegő nem tartózkodik elegendő ideig a baroklin régióban ahhoz, hogy jelentős horizontális örvényességre tegyen szert. Ha viszont a szélsebesség gyenge, akkor a részecskék túl hosszú ideig tartózkodnak a baroklin zónában, amely idő alatt viszont a határfelület mentén új feláramlás, majd pedig csapadék generálta leáramlás képződhet, ez pedig az addigi baroklin konfiguráció megbomlásához vezethet. Így a részecskéknek nincs elég idejük arra, hogy jelentős horizontális örvényességre tegyenek szert.

c) Már eleve meglévő, alacsonyszintű vertikális szélnyírás generálta horizontális örvénylés, amely a zivatar megjelenése előtt jelen van a planetáris határrétegben, amit később a zivatar feláramlása alakít vertikális tengelyűvé.

 

 

A definíció alapján tornádógenezisről akkor beszélünk, amikor egy intenzíven örvénylő légoszlop eléri a talajfelszínt. Azonban tornádó intenzitású örvények a felszín közelében a fentebb leírt módokon nehezen keletkezhetnek. Lássuk, miért! 
Amennyiben a már eleve jelenlévő, talajközeli, vertikális tengelyű örvénylés (lásd az 5. ábra felső képsorozatát!) gyenge, akkor a talaj közeli örvényösszehúzódás is elhanyagolható. Így intenzívebb vertikális örvény csakis az örvénydőlés révén jöhet létre, vagy úgy, hogy a magasban található örvény a felszín közelébe ereszkedik (ez utóbbi pl. a dinamikus csőeffektus révén valósulhat meg, lásd 2.2-es fejezet!). Viszont a feláramlás keltette örvénydőlés a magasabb szinteken jelentkezik, mivel maga a feláramlás is itt az intenzívebb. Ennek következtében a feláramlás a magasban hoz létre intenzív vertikális örvényt, szerepe felszín közeli tornádóképződésben elhanyagolható. Azonban, ha egy, a felszín közelében kialakuló erős leáramlás is részt vesz az örvénydőlés folyamatában, akkor ennek hatására alacsonyszinteken is intezív rotáció jelentkezhet, ami az örvényösszehúzódás révén tovább erősödhet (lásd 5. ábra alsó két kép!). Ha ez utóbbi folyamat kellően erős, akkor az tornádó kialakulásához is vezethet. Ez alapján megállapítható, hogy a tornádógenezis szempontjából szükség van a hátoldali leáramlásra (RFD), ha a talaj közeli, a környezetben már eleve meglévő intenzív rotáció hiányzik vagy gyenge.
Amennyiben már a zivatar kialakulása előtt is jelen van vertikális tengelyű örvényesség az alacsonyszintű légrétegekben, akkor ezek összehúzódása (pl a zivatar feláramlása vagy egy konvergencia által) intenzív, akár tornádó erejű örvényességet eredményezhet (lásd 6. ábra!). A nem-mezociklonális tornádók általában ilyen módon jönnek létre (mindezt részletesebben a a harmadik részben tárgyaljuk majd). 
 

 

A leáramlási régió területén a baroklinitás generálta horizontális örvényesség szerepét a tornádók kialakulásában nemrégiben megkérdőjelezték, mivel mérések szerint az erősebb tornádók közelében a horizontális hőmérsékleti gradiens jóval kisebb volt, mint azon szupercellák esetében, amelyek nem hoztak létre tornádót (7. ábra).

7. ábra A szupercellák RFD régiójában mért felszíni virtuális potenciális hőmérsékleti perturbációk3 láthatók színezéssel. A fekete vonalak jelentik a 40 dBz-s radarreflektivitás izovonalait, így kihangsúlyozva a kampós echókat. Azok a szupercellák, melyek szignifikáns tornádókat hoztak létre (felső sor), jellemzően melegebb RFD-vel rendelkeztek, mint a gyenge vagy tornádót nem produkáló szupercellák (alsó két sor).

Mindenesetre a mérések-megfigyelések, numerikus szimulációk eredményei továbbra is messzemenőleg egyetértenek abban, hogy a baroklinitás generálta horizontális örvényesség még így is jóval fontosabb szerepet tölt be a tornádógenezisben, mint a már eleve meglévő, a vertikális szélnyírás indukálta horizontális örvényesség.

A fent említett elméleti bizonyítékokat, melyek a leáramlások fontosságát hangsúlyozzák a tornádógenezis során, numerikus szimulációk, valamint számtalan, a szupercellák RFD-iben végrehajtott mérés-megfigyelés is alátámasztja. Továbbá a trajektória-analízisek, valamint a numerikus szimulációk is azt mutatják, hogy a tornádókba belépő levegő egy része korábban az RFD-én is keresztülhaladt (8. ábra).

8. ábra A fenti, megfigyeléseken és numerikus szimulációkon alapuló ábrák azt mutatják, hogy a tornádóba vagy a szupercella felszínközeli cirkulációjába belépő levegő inkább a zivatar kiáramlásából származik, mintsem a beáramlási zónából. Ez alátámasztja azt az elképzelést, mely szerint a leáramlásnak fontos szerepe van az intenzív forgás kialakításában a felszín közelében. Jellemző áramlási kép (nyilak) az RFD (zöld színezés) és az alacsony szintű beáramlás területén duál-Doppler megfigyelések alapján. A fekete vékony vonalak reprezentálják azokat a trajektóriákat, amelyeket a felszín közeli (100 m-es magasságban található) intenzív örvénybe érkező légelemek korábban bejártak. A rózsaszín a feláramlás, a kék szín a leáramlás területét jelzi. Egy szimulált tornádóba belépő légelemek trajektóriáinak háromdimenziós perspektívája. A trajektóriák délkelet felől közelítik meg a tornádó örvényét.

Az analízisek azt is felfedték, hogy az alacsonyszintű mezociklon közvetlen környezetében az örvényvonalak felhajlanak, azaz boltívszerű struktúrát vesznek fel. Mindez azt jelenti, hogy a tornádó ciklonális örvénye kapcsolatban áll az RFD-ben található anticiklonális örvénnyel (lásd a 9. ábra és 2. kép és a 10. ábra az örvénygyűrűkről!). A boltíves örvényvonal-struktúra tehát alátámasztja azt az elképzelést, miszerint a leáramlás alapvető szerepet játszik a felszín közeli intenzív rotáció kialakulásában. Továbbá ez a mechanizmus arra is enged következtetni, hogy tornádók, intenzív örvények számottevő környezeti örvényesség megléte nélkül is képesek létrejönni, pusztán a leáramlás dinamikája által.

9. ábra      a)  Radarreflektivitás (színezés - dBZ), a Doppler-mérésekből származó, zivatarhoz képesti szélvektorok, valamint  a vertikális örvényesség 1 km-es felszín feletti magasságban 1995 május 13-án, 0034:39 UTC-től 0041:15 UTC-ig.  A fekete, folytonos vonalak az örvényvonalak felszíni vetületét jelölik. Az örvényességvektorok irányát a folytonos, fekete vonalakon található nyilak hegye mutatja. Az örvényvonalak közül öt áthalad az 1 km-es magasságban található vertikális örvényesség maximumának középpontján, illetve annak környezetén. A hatodik örvényvonal a kifutószélfront előtti területről ered. A négyzettel jelölt régiót részletesebben a b) ábrán láthatjuk.      b) Az alacsonyszintű mezociklon középpontjából származó örvényvonalak háromdimenziós perspektívája. Az átláthatóság érdekében az 1 km-es felszín feletti magasság reflekivitása és vertikális örvényessége a háromdimenziós megjelenítés alján látható. (Markowski et al. 2008.)

 

 

A középszintű mezociklonok jellemzően a horizontális örvényesség egy feláramlás által történő felállítódásával (örvénydőlés) jönnek létre. Egyes kutatók az 1970-es évek végén javaslatot tettek egy olyan elméletre, ami megmagyarázná, hogy ezek a középszintű örvények hogyan képesek lefelé (vagy felfelé) is terjedni, létrehozva azt a felszíni intenzív örvénylést, ami végül a tornádó kialakulásához vezet. Az elmélet lényege, hogy a középszintű örvény kialakulása szívóhatást fejt ki az alatta és felette található levegőre, köszönhetően a fölfelé és lefelé irányuló dinamikus nyomási gradiens erőnek, amit a középszintű örvényességmaximum indukál (ennek levezetésétől a mechanizmus bonyolultsága folytán most eltekintünk). Az így létrejövő alacsonyszintű konvergencia megnöveli az örvényességet a nyújtás által a központi örvény alatt, ami végső soron az örvény lefelé terjedését eredményezi. Ugyanígy az örvény feletti konvergencia is az örvény felfelé terjedésével jár. Az örvény központjában ugyanakkor szükségszerű kialakul egy kompenzáló divergencia is. Tehát az örvényesség a mezociklon alatt és felett is növekszik, míg központi részén csökken (lásd 11. ábra!). Ez az ún. dinamikus csőeffektus. Az, hogy ez a folyamat milyen gyorsan jelentkezik, valószínűleg az örvényesség vertikális gradiensének megváltozásától függ, azaz attól, hogy mennyire kompakt a magasban a mezociklon - például ha az kisebb vertikális kiterjedésű, akkor nagyobb lesz az örvényesség egységnyi távolságra eső megváltozása, ebből következően a nyomásváltozás is, így a dinamikus csőeffektus is hatékonyabb.
A korábbi,  perces gyakoriságú Doppler-radaros mérések azt mutatták ki, hogy a tornádók középszintről indulnak és fokozatosan terjednek, skálázódnak alacsonyabb szintekre. További numerikus szimulációk alapján azt is kimutatták, hogy abban az esetben a leghatékonyabb az örvények ilyen módon megvalósuló leskálázódása, ha a szupercella feláramlásának maximuma középszinteken található. Ugyanakkor, ha alacsony szinten a legnagyobb a felhajtóerő, akkor ezzel egyidejűleg az örvénylő légoszlop teljes vertikumában nő meg az örvényesség.
A Doppler-radaros mérések további fejlődésével manapság lehetővé vált a tornádók 10 másodperces gyakoriságú mintavételezése. Ezek alapján néhány szupercella esetében azt találták, hogy a mezociklon vertikális terjedési sebessége közel végtelen, azaz az örvény a légoszlopban mindenhol egyszerre erősödik meg. A dinamikus csőeffektust korábban mindig olyan esetben sikerült méréssel kimutatni, amikor a mintavételezés nem volt kellően gyakori, így a friss eredmények fényében a mechanizmus tényleges szerepe a tornádógenezisben erősen kérdéses.

A fentieket összefoglalva elmondható, hogy a dinamikus csőeffektus egy olyan jelenség, ami által a magasban kialakult örvények leskálázódnak, így maga a tornádót létrehozó örvény is. Másrészről az örvénykamrákban végzett kísérletek szerint a tornádószerű örvények a felszínközeli súrlódási konvergencia, és az azt vertikálisba fordító feláramlás révén jönnek létre (a súrlódás ugyanis fékezi az áramlásokat, ami óhatatlanul a levegő torlódásához vezet). Ennek alapján úgy tűnik, hogy két lehetséges típusa lehet a tornádók felszín közeli kialakulásának: az első típusnál a főörvény fentről skálázódik le, és erősödik meg a dinamikus csőeffektus vagy a leáramlás következtében; a másik mechanizmus során pedig a tornádó alacsony szinten kezd formálódni a súrlódási konvergencián keresztül, és épül fölfelé a feláramlásnak köszönhetően. Ugyanakkor ki kell hangsúlyozni, hogy bármely örvény, ami elég közel tud kerülni a felszínhez, az a súrlódás révén képes megerősödni. Így például, ha egy középszinteken, a felszíni súrlódástól távol létrejövő örvény a dinamikus csőeffektus vagy a leáramlás révén a talajszint közelébe kerül, akkor az örvény további erősödésében már a súrlódás játszhat szerepet. Így a kétféle típusú képződés különválasztása nem is biztos, hogy jogos. Ugyanakkor, bizonyos értelemben a dinamikus csőeeffektus és a súrlódás hasonló folyamatoknak is tekinthető, mivel mindkettő radiális beáramlást, azaz konvergenciát eredményez az örvény alatti levegőben.
Jelenleg úgy tűnik, hogy a tornádógenezisben inkább az alacsonyszintű folyamatok játszanak szerepet. 

Bob Davies-Jones (NSSL) kutatásai során felvetette annak a lehetőségét, hogy a szupercella kampós echója (hook echo) valójában aktív szereplője a tornádók kialakulásának. Korábban évtizedekig úgy gondolták, hogy a hook echó, amelyet az alacsonyszintű mezociklon áramlási mezeje hoz létre, csupán passzívan vesz részt a folyamatokban. A kampós echó nem más, mint a forgás következtében körbetekeredő csapadékmező, amely gyakran egészen vékony esőfüggöny formájában jelentkezik (3. kép). Ezeket a keskeny esőfüggönyöket Howard B. Bluestein „köldökzsinóroknak” (umbilical cord) nevezte el. Ezen a területen a csapadékhullás következtében erőteljes párolgási hőveszteség lép fel, ami baroklin módon horizontális örvény generálódásához vezet. Később ez a horizontális örvényesség a közeli feláramlásoknak vagy leáramlásoknak köszönhetően vertikálisba fordulhat.

Ugyanakkor azt is megfigyelték, hogy a kampós echót a csapadékhullás már eleve görbült formája idézi elő, ebben az esetben tehát nem a hidrometeorok horizontális áramlása felelős a kampós forma megjelenéséért. Davies-Jones szerint a csapadékhullás indukálta leáramlás (elkülönülve a feláramlástól) erős forgási momentumot szállít a magasból a felszín közelébe, amelyet tovább erősít a felszíni súrlódás következtében jelentkező konvergencia. Tehát ebben az esetben nem a csapadékhullás peremén baroklin módon képződő horizontális örvények jelentik a tornádóörvény forrását, hanem a leáramlás általi örvényességszállítás. Az ilyen módon felszínre érkező örvényt a súrlódás tovább erősíti, majd pedig a feláramlásba bekerülve a nyújtás tornádó erejűvé húzhatja össze. 

Ebből kiindulva úgy tűnik, hogy a nedves microburstök a hátoldali leáramlásban képesek lehetnek tornádókat triggerelni. Néhány kutató úgy találta, hogy az ún. süllyedő reflektivitási magok (descending reflectivity core, röviden DRC), amelyek ilyen nedves burstök jelenlétére utalnak, valóban tornádó kialakulását eredményezhetik, ezt támasztja alá a VORTEX-2 projekt során végzett tornádós szupercella megfigyelése is (12. ábra). Ugyanakkor további, friss megfigyelések azt is mutatják, hogy nem minden esetben előzte meg a DRC megjelenése a tornádó kialakulását, azaz nem feltétlenül kapcsolódik a tornádókhoz süllyedő reflektivitási mag.

A legtöbb erős (EF2-EF3) és rendkívül erős (EF4-EF5) tornádó mind szupercellás zivatarokhoz köthető. Önmagában a szupercellák előrejelzése nem tekinthető túl nehéz feladatnak, ugyanakkor azt megjósolni, hogy mely szupercellás zivatar hoz létre tornádót, már igencsak nagy kihívásnak bizonyul a kutatók és előrejelzők számára egyaránt. További komplikációt jelent, hogy a tornádós szupercellák detektálása manapság még nem tökéletesen megoldott feladat. Ugyanis néhány kivételes helyzettől eltekintve a radarok csak az esetleges tornádó jelenlétére utaló cirkulációt (4. kép) képesek érzékelni (például a mezociklont), magát a tornádót nem. Különösen meglepő, hogy még a szupercellákban sem túl gyakoriak a tornádók. Még a szigorúbb mezociklon detektálási kritériumot felhasználva is csak a megfigyelt mezociklonok egynegyedéhez volt köthető tornádó. Néhány tanulmány jóval kötetlenebb mezociklon detektálási kritériumot felhasználva arra az eredményre jutott, hogy mindössze a mezociklonok 5-10 %-hoz volt köthető tornádó. Az is egy érdekes körülmény, hogy a legerősebb középszintű mezociklonhoz nem szükségszerűen kapcsolódnak tornádók. Egy erős középszintű mezociklon jelenléte önmagában nem vezet tornádó kialakulásához (például a valaha feljegyzett legerősebb nem-tornádós szupercella mezociklonjának az átmérője 9 km volt, és az abban mért radiális sebességkülönbség a 118 m/s-ot is elérte).

Az Egyesült Államokban a leghatékonyabban úgy sikerült a tornádófigyelmeztetés beválását javítani, hogy kombinálták a real-time radar adatokat a vihar környezetében végzett felszíni mérésekkel. Jelenleg két meteorológiai paraméter tűnik a legígéretesebbnek a tornádós és nem tornádós szupercellák elkülönítésében: 1. a planetáris határréteg relatív páratartalma; 2. alacsony szintű vertikális szélnyírás. Így a tornádós szupercellák szempontjából kedvező légköri viszonyokra a nagy relatív páratartalommal rendelkező planetáris határréteg és a jelentős alacsony szintű vertikális szélnyírás jellemző (13. ábra). Ez alapján egyre bizonyosabb, hogy az erős zivataros hideg légtömeg és így a túlzott negatív felhajtóerő hátrányos tornádógenezis szempontjából. E megfigyelés egyezést mutat a szupercellák közelében végzett klimatológiai szondavizsgálatokkal, melyek azt mutatták ki, hogy a tornádós szupercelláknak jellemzően az alacsony LCL (emelési kondenzációs szint) a kedvező. Az alacsony felhőalap, illetve a határréteg magas relatív páratartalma igencsak korlátozhatja a rendkívül hideg kiáramlás erejét.
 

Alkalmanként a határréteg relatív páratartalma és az alacsony szintű szélnyírás mezo-α skálájú (azaz ~ 100 km-es távolsággal jellemezhető) területen teremt kedvező körülményeket tornádós szupercellák létrejöttéhez. Ezek azok a helyzetek, amikor a legnagyobb valószínűséggel tornádókitöréseket figyelhetünk meg, ezek előrejelzése a könnyebb kategóriába tartozik. Jóval általánosabbnak tűnik, és jóval nehezebben is előrejelezhető az a helyzet, amikor a tornádó „mezoskálájú baleset” eredményeként jön létre, melyet egy erős véletlenszerűen bekövetkező meteorológiai tényező válthat ki a szupercellában. E látszólagos véletlenszerűség minden bizonnyal helyi hatásoknak tudható be (pl. a mezo-β skálán megnő a határréteg relatív páratartalma és/vagy az alacsony szintű szélnyírás, amit gyakran a mérőhálózat nem érzékel).

A fenti megállapítások ellenére nincs hiány olyan esettanulmányokból sem, melyekben a szupercellák nem képesek tornádót létrehozni egy, látszólag a tornádóképződés szempontjából igen kedvező környezetben. De olyan esetek is ismeretesek, melyekben a szupercella számos tornádót produkál, pedig látszólag csak marginális feltételek állnak rendelkezésre. Az egyes viharok közötti különbség tisztán abból adódik, hogy a vihart kialakító környezeti tényezők között olykor csak csekély különbségek vannak, amelyek ráadásul drasztikusan megváltozhatnak helyi tényezők hatására. Úgy tűnik, hogy a tornádók előrejelzésével kapcsolatban mindig is lesznek korlátaink és határaink.