Dryline Convective Case Study: May 5th 2003 Severe Storm OutbreakAbstract

During the spring, thunderstorms develop ahead of a boundary called the dryline. This was the case with the May 4rd,2003 Outbreak.  A vorticity maximum sparked the tornadoes in eastern Kansas ahead of the dryline. One in particular

moved over Kansas City, Missouri that was assisted by warm frontal shear

IntroductionAcross the continental United

States, the dryline is a major initiator ofconvection. These entities separate moistair flowing from the Gulf of Mexico anddesiccated air descending from the highcountry. The moisture convergenceassociated with these boundaries cantrigger thunderstorms. The setup for thedryline also lends itself to convectiveinstability with lapse rates approachingdry adiabatic (approx. 9.8C/km). Therapid changing of wind vectors withheight, called shear, was prolific. Theseand other necessary conditions cametogether to spark 85 reports of tornadoes,109 reports of wind damage, and 295large hail reports. Damage estimatesranged anywhere from 1.55 to 2.25billion dollars, making it one of the mostcostly tornado outbreaks in U.S. history.Some of the most intense convectionfired directly along the dryline in EasternKansas and Western Missouri. One suchcell tore a path across the Kansas Citymetropolitan area while other cellstracked in rural regions of Kansas andMissouri. This event was well forecastedas meteorologists were able to warn thepublic about the possibly dangerousscenario that did end up coming tofruition. An outbreak of this magnitudemust be studied. The storm’s initiation

appeared to coincide with the movementof a dry air plume in the vicinity of thedryline. This case study will examine thesynoptic and mesoscale elements thatwere present at the time of the storm.The focus will be to determine the roleof this dry air aloft and the warm frontand how they could have contributed tothis prolific severe thunderstormoutbreak.

Data Satellite, radar, model initial

analysis, soundings, and metar are allutilized throughout the course of thiscase study. All satellite and radar isviewed through the GeneralMeteorology Package (GEMPAK) or aderived graphical interface called GlobalAtmospheric Research Programme(GARP).  Satellite data was obtained viaDepartment of Commerce’s NationalOceanic and AtmosphericAdministration’s (NOAA) GeostationaryOperational Environmental Satellite(GOES). Visible imagery was viewed at0.65 microns and the water vaporimagery is viewed at 10.7 microns.  Allradar reflectivity came from the NationalWeather Service’s (NWS) WeatherSurveillance Radar­1988 Doppler. Theeta model gridded data for the initializedtime 12z on the 4rd and 00z on the 5th

was employed for the vorticity analysis,

streamlines, cross sections, as well asmixing ratio. NOAA through theStorm’s Prediction Center providedstorm data and cost estimates.  TheMeteorological Aerodrome Reports wereaccessed through GARP. 

Synoptic Overview: 12z The synoptic backdrop for this

meso­beta/alpha scale event begins to 

take shape in the 12z analysis on themorning of May 4th, 2003.  A highamplitude regime at 300mb is in placeover the continental U.S.  A strong

negatively tilted trough is located overthe Pacific Northwest, from north ofVancouver Island to northern Nevada.This trough was associated with a 60 m/sjet streak on the west side.  By 12z, theleft entrance region of the jet, an area of 

Figure 1.  4 Panel Plot  of 300mb heights and winds;500mb vorticity, heights, 1000­500mb thickness; 850temperatures, heights, and winds; surface obs w/front

amplitude regime at 300mb is in placeover the continental U.S.  A strongnegatively tilted trough is located overthe Pacific Northwest, from north ofVancouver Island to northern Nevada.This trough was associated with a 60 m/sjet streak on the west side.  By 12z, theleft entrance region of the jet, an area ofageostrophic divergence and verticalmotion, has moved south of the bottomof the trough.  As a consequence, thetrough will not deepen and not become amajor factor in this system. A broader and older open low pressure wasdominating the rest of the western half ofthe country. A slightly stronger jetbounds the southern extent of the troughwhich stretches from off the Baja coastto central Kansas. Maximum winds of 70m/s from the southwest are present in thecore of this storm. Ageostrophic motionsare enhanced over the 4­corner region asthe along flow accelerations increasewith the packing of isotachs. The northside of this jet is also coincident with areduction in middle and uppertropospheric moisture and an increase inpotential vorticity(PV). The potentialvorticity is a reflection of the vorticitycreated on the north side of the jet,where cyclonic shear prevails. This isreflected in water vapor imagery asbrightnesses decrease to 128.  As PVsurfaces are deformed closer to thesurface, stratospheric air is pulled downto lower pressure levels. Stratosphericair is very dry and therefore can be seen

in water vapor sensitive as smallerbrightnesses. The 6.7 micron water vapor channelimagery can now be used to trace in realtime the strength and placement of thePV anomaly. The warm air advection inthe core lends itself to rising motion.This jet streak and the circulations willbe an important feature as the daycontinues. In conjunction with thenegatively tilted trough is a negativelytilted ridge arcing from Saskatchewan tothe central Mississippi River valley. 

500mb contains manysimilarities as 300mb at the continentalscale with the broad trough across theintermountain west and ridging over thecentral states.  Southwesterly flowmaxing at 30m/s prevails in most ofNebraska, Kansas, and Oklahoma at 12z.There is also a distinct temperaturegradient from the Kansas/Missouriborder to Kansas/Colorado/Nebraskatriple point. Temperatures fall from ­12C

Figure 2. Water Vapor imagery for 1215z on May 4th2003 over Kansas

to ­18C down the gradient. Thesouthwesterly flow is providing forwarm air advection in central Kansas.This not conducive to the developmentof thunderstorms because this will lessenthe mid level lapse rate and thusdecrease the stability. 

The absolute vorticity depictsseveral regions of a higher vorticitycontained within the height depression at500mb: one in eastern South Dakota,another in southeastern Utah, and a thirdcentered to the east of Pueblo, Colorado.The last vorticity maximum mentionedat the 500mb is the representation of the300mb anomaly seen in the previousparagraph. The development of thevorticity maximum will be crucial to thedevelopment of the thunderstorms alongthe dryline. When the thickness lines aresuperimposed on the thickness, it is clearthat the thermal wind vector is parallel tothe vorticity gradient vector. Such asetup is one of the main forcings ofupward vertical motion in the lowertroposphere. With the rising motion thepressure should drop through the columnahead of the vorticity maximum. Sincevorticity is directly related to theLaplacian of the pressure, the vorticity atthis level should increase. Without thisorientation of thermal wind and vorticitygradient, the vorticity feature will beforever linked to the jet streak and cannever be distinct feature. There is onlyone serious jet streak at this level thatplays a role in the severe weatheroutbreak. At 12z is largely over northern

Mexico with a maximum speed of 45m/s just south of the Arizona border. 

At 850mb on May 4th 12z,features and perturbations represent thesurface more than their upper levelcounterparts. A closed contoured heightminimum of 1350m (standard height of850mb level) existed over 12z westernSouth Dakota and Nebraska with atrailing weak trough into the *OccidentalCollidera*.  There are two distinctcirculations center: one overnortheastern Colorado and the other oversouthern Montana regions of The lowpressure minimum lies within a largerscale Rossby wave with a wavelengthfrom the Pacific Coast to the Mississippiriver. Westerly ageostrophic flow downthe height gradient predominates west ofthe trough with southwesterly tosoutherly flow ahead of the trough.  Adistinct thermal ridge has appeared overthe southern plains with the 15 degreeisotherm to Kansas/Nebraska border.Outside of this thermal wave, there isvery little in the way of thermal contrastacross the U.S.  The aforementionedsoutherly winds are transportingsoutherly warm air northward. Inaddition to the warm air, it also becomesladen with moisture. Specific humidityvalues soar to 12 g/kg in a thin axis inthe center of the thermal ridge from theKansas/Nebraska border to off the coastof Mexico in the gulf. Even highdewpoint reside in Central Texas.Streamline analysis for 12z shows aneffective flow along that same axis. This

warm and moist air advection regime isconducive to vertical motion as parcelsslide along isentropes. The high moisturecontent allows for quick saturation andthus cloud cover and precipitation

develops in this regime. The heighttrough in Western Kansas is coincident

with the back edge of the moisture (4g/kg isodrosotherm). Also of note, anotch in the moisture field is becomingevident over southwestern Kansas.

At the surface, the pattern is quite

Figure 3. 4 Panel Plot for valid 1800z 

similar to the 850mb level. Thelow centers pressures have migrated alittle further east of their positions at850mb. The trough has moved to westby about 50­100 km and it is directlyaligned with surface dryline. HPCsynoptic surface map displayed a coldfront instead of dryline along themoisture discontinuity. This is certainlyaccurate based on thermal contrast at thetime. The cold front slopes back towardColorado with height while the moistureinterface slopes eastward with height.The dry air behind the “cold front” couldnot cool because the moisture in themoist sector prevents the surface fromradiating while the dry sector can radiatefreely. A radiational boundary of thisnature would explain the visible thermalcontrast Temperatures at 12z were stillholding around 20C in much Kansas,Oklahoma, and Nebraska. The previousnight’s temperatures had been elevateddue in fact to the warm air advectionaloft had sparked clouds andprecipitation. This in turn prevents thesolar radiation from escaping in theupper atmosphere. The clouds that arelocking in the previous day’s radiationcould prevent the current day’s solarinsolation from warming it to maximuminstability. This is an operationalforecasting nightmare and can put thebreaks on any Day 2 moderate or highrisk region. Until the spatial distributionof cloud cover is known, forecastingconvective weather can be a shot in thedark

18zThe core of the strong winds at

300mb has moved to the panhandleregions of Texas and Oklahoma anddecrease in speed by 5 m/s. Thenegatively tilted trough has spuncounterclockwise around the center ofrotation, moving the trough to the north.Any advection patterns associated withthe jet have melted back into thebarotropic background state of 300mb.The flow over Kansas is still largelyfrom southwest

The vorticity maximum at 500mbhas strengthened significantly in themodel data as predicted by the positivevorticity advection by the thermal wind.The water vapor imagery confirms thisstrengthening as brightnesses within theanomaly continue to fall. In the watervapor, the vorticity anomaly is slightlyfurther to the east of the model data.While the difference is small, it is crucialto development of the storms. Thecombination of 700mb temperatures andwater vapor at 1800z shows PVA by thethermal wind. Not surprisingly, theconvection erupts shortly thereafter. ThePVA is strongest in northern Kansas andNebraska weaker to the south insouthern Kansas, which indicates that thestorm should pop first the north andbegin to unzip down a boundary.

Because the vorticity andpressure are directly related by alaplacian, and 500mb is largelybarotropic, an increase in vorticity couldlead to lowering temperatures at 500mb.

Temperatures in fact did fall acrossKansas fell by 2 degrees over the courseof 6 hours (12z­18z). This cooling is notdue to advective processes because ofthe warm air advection observed at 12z.As was previously stated, this willsteepen the lapse rate and add to theinstability. 

By 18z, the dryline and the coldfront have separated with the drylinebetween Junction City and Salinas,Kansas and the cold front near Hayes,Kansas. The warm front did not makemuch progress as it became reinforcedby the radiational heating boundarybetween the thick overcast and brokencloud cover. Clouds had begun to erode15z and clear skies prevailed south andwest of a line from Topeka to Joplin at18z. Temperatures in the moist sectorhave crawled to the lower 80’s. Moisturetransport along the streamlines andevapotranspiration from crops had raisedthe dewpoint to the upper 60’s and lower70’s in eastern Kansas. 

Mesoscale AnalysisIndividual severe thunderstorms,

including supercells, have very smallhorizontal scale (10­20km) compared tothe mid­latitude cyclones (2000km).Also these convective entities have largevertical scales (10km). This implies thatvertical stability dominates the dynamicsrather than coriolis­enforcedaccelerations. Also the other key toconvection is the amount of shear in theatmosphere. Shear controls if and howthe updraft the downdraft organizes and

develops. It is this balance between thesetwo qualities that determine the nature ofconvection. The sounding and thehodographs are the embodiment of thesequalities. 

At 12z, the Topeka soundinggives a pre­storm environment and anidea of how the environment mustmodify in order to convect and sustainsupercells.  Topeka is close to the warmfront at 12z so it is to be expected thatgulf moisture and warmth is overridingcooler drier air. The sounding confirmsthis with the presence of a very stronginversion 70mb above the surface. Theenvironment is saturated from theinversion to approximately 735mb. Priorto 12z, a large amount of elevatedconvection is on going which pumping

Figure 4. Sounding and Hodograph for Topeka, Kansasvalid for 12z on May 4th, 2003

moisture into the lowest 2 km. Richtheta­e advection which is probablysparking the convection is also addingmoisture to column. Veering winds withheight as seen on the sounding is a keyindication of warm air advection becauseof the thermal wind balance

The sounding also shows a windmaximum of 60kts around 850mb. Thissignals the possibility of a low level jetwhich is by far the most effect method inmoisture transport. Ageostrophic flowup the slope from the Mississippi Rivervalley toward the continental divide isongoing most of the day. Mixing is alsooccurring simultaneously as the sunheats the air near surface during the day.At night, as the air near the surface coolsfaster than the air above it, an inversionforms. The inversion separates theageostrophic flow from the friction andmakes it inertial. Any inertialmomentum is turned by the inertialoscillation. By 12z, the inertialoscillation has swung to a south­southwesterly direction and this isapproximately the direction of thestrongest wind speed. The Richardsonnumber dominates the speed of a lowlevel jet because it defines a ratio thatdetermines convective overturningcapability of a fluid: namely the staticstability over the shear squared.Empirical data shows that if theRichardson number is greater than .25,then the fluid will not overturn.  Thestatic stability is much higher in thepresence of a warm front. This leads to

greater shear which implies a higherspeed at the top of the nocturnalboundary layer. These three mechanismsled to the saturated layer from 900mb to735mb.  

Above this moist layer, is a verydry layer with much steeper lapse rates.Wind vectors from the west and thetrajectories off of the New Mexico highcountry. These two facts define theelevated mixed layer. The interfacebetween this moist and dry region of thecolumn is vertical manifestation of thedryline. The dryline overriding the top ofthe warm front boundary is trapping themoisture between two theta­ediscontinuities. Even at 12z the loadedgun sounding is set, although not forsurface based convection. Surface basedCAPE and CIN values reflect this with ameager 41 J/kg and a overwhelming­421 J/kg respectively. The mid levelCAPE and CIN values are quiteimpressive, 1562 J/kg and ­211 J/kgrespectively. Another challenge with asounding like this is to keep the elevatedconvective potential from firing beforethe surface based instabilities form. WithCIN over ­40 J/kg a large amount offorcing would be required initiateconvection.  Ahead of the main impulseat 500mb, there are no other synopticscale features to overcome a cap of thisnature. 

The hodograph tells the story ofthe shear. The wind shear againdetermines the mode of the convection:multicelled and supercelled. Directional

and speed shear are both shown on theHodograph. The ideal hodograph forsupercellular tornadoes has a rightturning semi­circular shape until 600mbthat takes on more straightline shapewith the higher altitude. The semi­circular portion of the signaturerepresents the clockwise turning of thewind vectors with height called veering.The updraft of a thunderstorm bends aportion of the horizontal vorticity vectorinto a vertical vector. This creates acyclonic circulation that manifests itselfas the mesocyclone. The rotation of thestorm then makes the thunderstorminertially stable with respect to rotation.Such stability acts wall off the inflowfrom lower theta­e air often present atmid levels. This maintains high moisturecontent within the cloud and eliminatesdownward motion initiated by saturationof the dry air at mid levels. The 12zTopeka hodograph is an excellentexample of a good low level shearprofile for supercells. The lowestkilometer shear is incredible. Winds veerfrom SSE to SW in the lowest kilometer.Helicity values exceed 500 m^2/s^2 inthis hodograph. Standard helicity valuesconsistent with tornadic thunderstormsare 100m^2/s^2. The directional shearabove that is minimal as winds becomeunidirectional. The changing of speedwith height is the other component ofshear. This tilts the storm updraftpreventing the storm from precipitatingwithin the updraft thus choking thestorm. 47 kt speed shear between the

surface and 6 km is more than adequateto maintain the storm circulation. 

18z sounding and hodograph datafrom May 4th, 2003 were not madeavailable to us therefore concluding thenature of the atmosphere at the time ofinitiation require some speculation.  Theincrease in surface temperatures anddewpoint clearly destabilized theatmosphere by 18z. If the 12z soundingis adjusted to the temperature anddewpoint observed at Topeka at 18z, thesounding clearly becomes muchconducive at the low levels toconvection. It is also clear that thesaturated layer at 12z has thoroughlydissipated because of the lack of cloudcover. Mixing process due to the fastwinds aloft probably dried out theatmosphere about the boundary layer. It

Figure 5.  Sounding and Hodograph from Topeka, Kansasvalid at 00z on May 5th, 2003

is possible to get an idea of thethermodynamic profile above the surfaceby considering a sounding that liesslightly to west of the dryline. Such anopportunity is afforded as 00z soundingfrom Topeka is taken with an hour of thedryline passage. A well mixed layer canbe seen extending up to the 500mb level.The steep lapse rates continue all theway to 400mb. Such an airmass advectedover the top of a moist one is veryunstable indeed. The moisture in theboundary layer must be rather significantbecause as soon as the clouds, cumulusform within a couple hours of theclearing out. Dry air also accompaniesthe steep lapse rates throughout thedepth of the atmosphere. This dryairmass will be fed into the precipitation

shafts of the storms that do form. As theprecipitation is fed dry air it will cool 

and descend, enhancing the forward andrear flanking downdraft. TheSpringfield, Missouri 00z soundingcontains the combination of these twoairmass, but this sounding is not a fairevaluator the thermodynamic profile ofthe atmosphere over eastern Kansasbecause of its proximity to the warmfront and its long distance from thesurface dryline.

The hodograph is much lessimpressive at 00z than it is at 18z atTopeka. The curvature and veering withheight is loss and replaced with a morechaotic hodograph. It begins first as astraight line hodograph that slowly backsin the counterclockwise direction. Thiswould produce negative helicity andwould inhibit supercell growth. Themixed layer implies a low static stabilityand low Richardson numbers. Thismeans that vertical speed shear decreaseswhich also is not helpful in theformation of supercells. Just as thesounding data, Springfield hodographhas the same beautiful signatureswitnessed from the Topeka 12z, but thedistance away from action is a detrimentto using it as a valid claim for moist­sector shear. The Springfield Hodographwill act as a sample of the shear on thecool side of the warm front  

The Storms

The initial line of storms eruptedat 1828z in northern Kansas. They areslightly ahead from the initial drylineitself which means that it most likelydeveloped in the PVA ascent region. Thethunderstorms develop very rapidly andwithin an hour of storm development,some of them become supercellular.They have formed along a curvedmeridional line but the individual stormsseem to form at an oblique angle to themeridional line. Other the storms try toform ahead of this axis with little successoutside of the PVA dependent synopticascent region to the north. 

By 1950z, there are 4 main cellsthat have just begun to cross theMissouri River in Missouri. The warmfront is still being held up by the cooleasterly flow from the Canadian Highpressure and the lack of strong insolationfrom daytime heating. The warm front islying directly over Kansas Citymetropolitan area. The intense shearprofiles from Springfield at 00z andTopeka at 12z are associated with warmfront are the same that are present overKansas City.  As the middle storm tracksacross this boundary, the storm will usethe helicity provided by the front toenhance the circulation with this storm.Once it hits the boundary, it becomes aright mover. This is a big indication ofintensification as the updraft is able togather more rotation from the ambientatmosphere. Vertically Integrated Liquidexplodes during the same frame, from 50kg/m^2 to 70 kg/m^2 over a 20 minute

interval. The hook echo region becomesvery pronounced at 2124z. The storm isbecoming a mature supercell withdistinct precipitation free updraft andinflow area. While the storm surely hascomplex inflow system which involvespulling from a source of high instabilityair, the shear is probably driving thethunderstorms. The thermodynamics areno longer as impressive over that region.The convective Richardson numberwhich was a higher probably favoredCAPE number in the moist sector shiftedover to a lower a more shearedenvironment number. By the time thestorm has exited the greater Kansas Citymetro area, it has left a path of F4destruction, interstates backed up formiles, and a few fatalities. 

Figure 6. A Conceptual Model of the KansasCity, MO Tornado

More storms form as the drylinecontinues marching eastward. The moresouthern storms have now begun to fillin by 2030z. Again the storms areforming ahead of the actual boundary.Although the forcing is weaker thesouth, the instability is a little bit greater.They did not form immediately with firstband the daytime heating had to do morework to overcome the cap. The southernportion of the vorticity maximumincreases with time and therefore PVAshould increase as the other factors stayconstant.  

Conclusions and RemarksIt is clear that the vorticity

maximum from Colorado plains forcedthe initial severe weather in Kansas.This cyclone went on the produce a lotmore severe weather than what isdisplayed. While the majority of thestorm developed ahead of the dryline,the thermodynamic setup involved informing the dryline was crucial inproviding the instability needed for thestorms to develop.  Strong shearsupported supercellular organization ofthe storms that did develop. The Kansas

City storm that produced the tornadoformed in moist sector and crossed thewarm frontal boundary into a very highshear environment. The storm fed off ofthe shear and subsequently producedseveral tornadoes.

This phenomenon of stormscrossing synoptic thermal boundariesshould be investigated further. The otherside of the warm front was rather cooland should have cut the storm off, but itcontinued for another 2 hours and 70miles. Temperatures were only in themiddle to upper 60’s with dewpoints inthe lower 50’s.  These are not idealconditions. One question to ask is if thestorm remains supercellular but becomesmore elevated as surface inflow becomesa problem? If this not the case, then amodel should be proposed to explainwhat the inflow field is in order maintaina surface based supercell. Does thesupercell have a dynamic flywheel thatcan maintain the storm as it moves intomore stable regions? One last question iswhether not these events are commonand what is frequency and outcome ofother similar events? 

Figure 7. A Cross section of Theta E from 12z May 4th 2003 (DNR to ILX) 

Figure 8. Mixing ratio over the same interval on the same day