O sondażach aerologicznych słów kilka

Opracowanie: mgr inż. Piotr Szuster, dr Grzegorz Duniec, Centrum Modelowanie IMGW-PIB.

Sondaż aerologiczny, zwany również radiosondażem, to pomiary wartości wielkości fizycznych, wykonane przy pomocy radiosondy, w pionowym profilu atmosfery. Radiosonda to niewielkie urządzenie pomiarowe unoszone przez balon meteorologiczny do górnych warstw troposfery. Radiosonda zawiera zestaw czujników mierzących ciśnienie, temperaturę, wilgotność oraz pozycję. Pomiary gromadzone przez radiosondę są przesyłane drogą radiową do stacji odbiorczych. Dane gromadzone przez radiosondy są dostępne w różnych formatach, a najprostszym do odczytu jest format tekstowy w postaci wierszy zawierających zmierzone wartości fizyczne na różnych wysokościach: ciśnienie, wysokość, temperaturę, temperaturę punktu rosy, prędkość i kierunek wiatru.

Dane z profili pionowych atmosfery są wykorzystywane do szerokiego zakresu analiz oraz prognoz meteorologicznych. Przystępną formą ich prezentacji jest diagram termodynamiczny Skew-T z hodografem. W naszym serwisie diagramy termodynamiczne i hodografy są generowane za pomocą biblioteki thundeR.

Rysunek 1: Wizualizacja sondażu aerologicznego wykonanego 23 sierpnia 2023 w Prościejowie (Czechy).

Lewy prostokąt, ukazany na Rysunku 1 przedstawia diagram termodynamiczny Skew-T. Na osi pionowej naniesione są wartości ciśnienia w hektopaskalach natomiast na osi poziomej naniesione zostały wartości temperatury w stopniach Celsjusza.

 

Rysunek 2: Diagram termodynamiczny Skew-T z opisem elementów.

Rysunek 2 ukazuje w szczegółach budowę diagramu Skew-T. Poziome linie diagramu to izobary – linie łączące punkty o jednakowym ciśnieniu. Izotermy to linie łącząca punkty o jednakowej temperaturze. Izogramy to linie łączące punktu o takim samym współczynniku zmieszania/wilgotności właściwej^[1] w pionowym profilu atmosfery. Poszczególne punkty izogramy w pionowym przekroju atmosfery charakteryzują się takim samym współczynnikiem zmieszania/wilgotnością właściwą, ale innym ciśnieniem i temperaturą. Kiedy powietrze suche (czyli powietrze zawierające parę wodną, ale nie będące w stanie nasycenia) wznosi się do góry ulega rozprężeniu adiabatycznemu. Ponieważ znajdująca się w powietrzu para wodna się nie kondensuje zatem taki proces nazywamy procesem suchoadiabatycznym. Zmieniająca się temperatura wraz z wysokością w wyniku procesu suchoadiabatycznego jest przedstawiana na diagramie aerologicznym przy pomocy adiabaty suchej. Kiedy powietrze wzniesie się do poziomu, na którym osiągnie stan nasycenia, przy dalszym jego wznoszeniu towarzyszyć będzie skraplanie nadmiaru pary wodnej, czyli rozpocznie się kondensacja pary wodnej. Wraz z kondensacją pary wodnej wydziela się ciepła utajone przemiany, które ogrzewa powietrze. Skutkuje to tym, że tempo spadku temperatury z wysokością zmniejszy się. Od poziomu kondensacji pary wodnej powietrze ochładza się wilgotnoadiabatycznie. Zmiana temperatury wznoszącego się wilgotnego powietrza wynikająca z procesu wilgotnoadiabatycznego reprezentowana jest na diagramie aerologicznym przy pomocy adiabaty wilgotnej.

Na powstałą siatkę skali nanoszone są wartości mierzone przez radiosondę: temperatury (czerwona, pogrubiona linia ciągła), temperatury punktu rosy (ciemnozielona, pogrubiona linia ciągła) oraz pionowego profilu wiatru (czarne strzałki wiatrowe).

 

Rysunek 3: Fragment diagramu Skew-T ukazujący inwersję temperatury.

Na fragmencie przykładowego diagramu aerologicznego, ukazanym na rysunku 3 zakreślono owalem fragment izotermy pochylonej prawoskośnie. Pochylona prawoskośnie izoterma wskazuje na wzrost temperatury powietrza z wysokością, czyli na inwersję temperatury. Na ogół temperatura spada wraz z wysokością jednak nie w każdej sytuacji synoptycznej taki profil temperatury jest obserwowany.

 

Rysunek 4: Diagram termodynamiczny Skew-T z zaznaczoną reprezentacją graficzną pionowego gradientu temperatury.

W dolnej kilometrowej warstwie troposfery izoterma pochylona jest lewoskośnie, co wskazuje na obniżanie się temperatury z wysokością. Z powyższego przykładowego radiosondażu wynika, że temperatura obniży się o ponad 10 K/km. Zmianę temperatury z wysokością nazywa się gradientem pionowym temperatury. Reprezentacja graficzna pionowego gradientu temperatury jest widoczna na rysunku 4.

Gradient pozwala określić stany równowagi w atmosferze. Jeśli temperatura w jakiejś warstwie dolnego profilu atmosfery obniży się o mniej niż 5 K/km to przyjęto, że panuje w niej stan równowagi obojętnej (gradient mniejszy od wilgotnoadiabatycznego). W uogólnieniu na cały pionowy przekrój troposfery wartość gradientu wilgotnoadiabatycznego zależy od ilości skondensowanej pary wodnej i w zależności od temperatury i ciśnienia wartość tego gradientu może być różna, np. na wysokości 500 hPa i temperaturze +20 st. C wynosi 3,2 K/km, zatem przy gradiencie np. 4 K/km gradient jest większy od wilgotnoadiabatycznego i mniejszy od suchoadiabatycznego.

Tabela 1: Tabela maksymalnych wartości gradientu wilgotnoadiabatycznego w zależności od temperatury i ciśnienia
(źródło: Maciej Ostrowski, Prognoza zjawisk konwekcyjnych i stratyfikacji atmosfery, MON, Dowództwo Wojsk Obrony Powietrznej Kraju, OPK 722/77, Warszawa 1978, str. 11.

 

Przy obniżaniu się temperatury powietrza między 5 a 10 K/km atmosfera znajduje się w równowadze względnej (gradient większy od wilgotnoadiabatycznego, lecz mniejszy od suchoadiabatycznego). Przy obniżeniu się temperatury powyżej 10 K/km atmosfera jest w stanie równowagi chwiejnej (gradient większy od suchoadiabatycznego).

Punkt rosy to temperatura, po osiągnięciu której zawarta para wodna w powietrzu osiąga stan nasycenia względem płaskiej powierzchni wody. W temperaturze punktu rosy rozpoczyna się proces skraplania pary wodnej. Jeżeli nastąpi obniżenie temperatury poniżej temperatury punktu rosy znajdujący się w powietrzu nadmiar pary wodnej będzie się skraplał. Kiedy temperatura powietrza osiągnie temperaturę punktu rosy wówczas wilgotność względna powietrza wynosie 100 %. Gwałtowny spadek temperatury punktu rosy, któremu towarzyszy zwiększający się deficyt punktu rosy pociąga za sobą szybki spadek wilgotności względnej.

W warunkach atmosfery o równowadze względnej i chwiejnej (a w szczególności chwiejnej) dochodzi do zainicjowania i rozwoju konwekcji, czyli pionowego ruchu powietrza, związanego z transportem i wymianą ciepła oraz wilgotności. W warunkach stromych, czyli dużych gradientów temperatur oraz obecności wilgotnego powietrza dochodzi do rozwoju procesu głębokiej wilgotnej konwekcji, rozbudowanych pionowo chmur Cb i gwałtownych burz. Aby odwzorować wartości charakteryzujące proces konwekcji wprowadzono szereg parametrów.

Na podstawie wartości ciśnienia, temperatury powietrza i temperatury punktu rosy obliczana jest temperatura wirtualna powietrza, która jest zaznaczona przerywaną linią ciemnoczerwoną. Temperaturę wirtualną należy rozumieć jako temperaturę, którą posiadałoby suche powietrze, gdyby jego ciśnienie i gęstość była równa tej samej ilości powietrza wilgotnego.

Kolejnym elementem diagramu jest krzywa temperatury cząstki próbnej powietrza. Jest ona obliczana na podstawie szeregu parametrów (temperatury, temperatury punktu rosy, ciśnień na poziomach radiosondażu), a jej wartości pozwalają określić wyporność powietrza. Cieplejsze względem otoczenia powietrze posiada mniejszą gęstość, toteż będzie się unosić w procesie konwekcji. Ruch cząsteczek płynu wzmaga się wraz ze wzrostem temperatury, co powoduje zwiększenie jego objętości oraz zmniejszenie gęstości. Wskutek zmniejszenia gęstości pojawia się siła wyporu, która jest zwrócona ku górze. Krzywa temperatury cząstki próbnej powietrza pozwala określić czy i jak powietrze będzie się unosić.

 

Rysunek 5: Fragment diagramu Skew-T z naniesioną konstrukcją krzywej temperatury cząstki próbnej powietrza.

Proces wyznaczania krzywej temperatury cząstki próbnej powietrza jest zwizualizowany na rysunku 5. Aby wyznaczyć krzywą temperatury cząstki próbnej powietrza dla wybranego poziomu unoszenia należy wyznaczyć izogramę oraz adiabatę suchą. W załączonym przypadku zarówno izograma jak i adiabata sucha są wyznaczane dla wartości zmierzonych w przypowierzchniowej warstwie powietrza. Warstwa ta jest jednocześnie najbardziej niestabilną. Izograma wyznaczana jest dla zadanej temperatury punktu rosy w następujący sposób: dla temperatury punktu rosy przy ziemi obliczany jest współczynnik zmieszania. Dla zadanego współczynniku zmieszania możliwe jest obliczenie temperatury powietrza przy zachowanym współczynniku zmieszania a zmienionym ciśnieniu. Po podstawieniu ciśnienia z danego poziomu, na którym wykonano sondaż, do odpowiedniego wzoru otrzymuję się temperaturę punktu rosy dla zadanego współczynniku zmieszania. Analogicznie, dla temperatury na zadanym poziomie sondażu, obliczany jest parametr adiabaty suchej. Dla tego parametru również istnieje możliwość obliczenia temperatury przy zmienionym ciśnieniu. Po podstawieniu wartości ciśnienia z pozostałych poziomów sondażu do wzoru otrzymuje się adiabatę suchą. Można zauważyć, że wraz ze spadkiem ciśnienia temperatura dla zadanego współczynnika zmieszania maleje wolniej od temperatury adiabaty suchej. W związku z tym wyznaczona izograma w końcu przetnie się z adiabatą suchą wskutek unoszenia się powietrza. W punkcie przecięcia zawarta w powietrzu para wodna zacznie się skraplać. Skraplanie to proces przejścia z fazy gazowej do ciekłej, któremu towarzyszy wydzielanie się ciepła utajonego, które ogrzewa otoczenie, co powoduje spowolnienie spadku temperatury wraz z wysokością. Skraplanie rozpoczyna się na poziomie kondensacji z uniesienia (lifted condensation level, LCL). Na tej wysokości tworzy się podstawa chmur kłębiastych. Od tego poziomu powietrze wznosząc się ulega ochłodzeniu w procesie wilgotnoadiabatycznym (czyli wznosi się po adiabacie wilgotnoadiabatycznej) Dla izogramy punktu przecięcia oraz panującego w nim ciśnienia wyznaczany jest parametr adiabaty wilgotnej. Dla tego parametru istnieje zależność, która pozwala obliczyć temperaturę przy zmienionym ciśnieniu. Po podstawieniu do tego wzoru wartości ciśnień otrzymanych z pomiarów sondażowych na pozostałych poziomach otrzymywana jest kompletna adiabata wilgotna cząstki próbnej, która wraz z adiabatą suchą po korekcie do temperatury wirtualnej tworzą krzywą temperatury cząstki próbnej.

Korekta do temperatury wirtualnej jest konieczna, ponieważ jej zaniechanie niesie za sobą znaczny błąd względny w szacowaniu energii potencjalnej dostępnej konwekcyjnie (CAPE) dla jej niewielkich wartości.

Jeśli temperatura cząstki próbnej jest większa od temperatury otoczenia, cząstka będzie przyspieszać i unosić się – jest wyporna, a przyspieszenie jakie uzyskuje cząstka powietrza jest wprost proporcjonalna do różnicy obu powyższych temperatur. W przypadku cząstki próbnej o temperaturze mniejszej od temperatury otoczenia cząstka będzie hamować i w końcu opadać, w wyniku ujemnej siły wyporu. Dla temperatury otoczenia równej temperaturze cząstki próbnej występuje równowaga. Najwyższy poziom, dla którego temperatura cząstki próbnej powietrza jest równa temperaturze otoczenia to poziom równowagi (equilibrium level, EL). Najniższy poziom, na którym cząstka próbna staje się wyporna to poziom konwekcji swobodnej (level of free convection, LFC). Gdy cząstka jest wyporna poziom konwekcji swobodnej jest nie niższy od poziomu kondensacji wymuszonej i jednocześnie nie wyższy od poziomu równowagi. Kiedy cząstka próbna nie wykazuje wyporności na jakimkolwiek poziomie profilu wówczas nie definiuje się poziomu konwekcji swobodnej ani poziomu równowagi. W sytuacji, w której poziom swobodnej konwekcji znajduje się powyżej poziomu kondensacji wymuszonej istnieje warstwa hamująca pomiędzy nimi, czyli brak możliwości rozwoju konwekcji.

Energia potencjalna dostępna konwekcyjnie (CAPE, convective available potential energy) jest energią, którą uzyska jednostka masy powietrza w procesie unoszenia w wyniku konwekcji.

Wstrzymywanie konwekcji (CIN, convective inhibition) jest energią niezbędną do uniesienia jednostki masy powietrza do poziomu kondensacji wymuszonej (LCL), a następnie do poziomu konwekcji swobodnej (LFC). Convection Inhibition jest rozumiana jako ilość energii, jaka jest konieczna, aby pokonać siłę wyporu skierowaną ku dołowi, która powstrzymuje jednostkę masy powietrza od unoszenia.

Zarówno CAPE jak i CIN wyraża się w dżulach na kilogram. Do ich obliczania wykorzystuje się całkę różnic względnych między temperaturą wirtualną cząstki próbnej powietrza oraz temperaturą wirtualną otoczenia.

 

Rysunek 6: Diagram termodynamiczny Skew-T z naniesionymi poziomami LCL, LFC, EL oraz obszarami CAPE, CIN.

Energia potencjalna dostępna konwekcyjnie (CAPE) jest zaznaczona rysunku 6 jako obszar wypełniony kolorem blado-pomarańczowym, a zatrzymanie konwekcji (CIN) jako obszar wypełniony kolorem jasnoczerwonym. CAPE wynosi w tym przypadku około 1000 J/kg, a CIN około 500 J/kg. Teoretycznie w przypadku wystąpienia dostatecznie silnego mechanizmu wymuszania unoszenia (wspomagania konwekcji), zdolnego do przezwyciężenia wstrzymywania konwekcji i uniesienia cząstki do poziomu konwekcji swobodnej, powietrze powyżej LFC unosiłoby się już samoistnie pod wpływem swojej wyporności (konwekcja swobodna) do wysokości ponad 13 km, tworząc rozbudowaną chmurę Cumulonimbus. W praktyce tak duże wartości CIN są niemożliwe do przezwyciężenia. W przypadku niewielkiego CIN, mechanizmy wspomagające są w stanie unieść cząstkę próbną do poziomu konwekcji. Na rysunku 7 dużym wartościom CAPE rzędu 4000 J/kg towarzyszy niewielki CIN (około -25 J/kg).

 

Rysunek 7: Diagram Skew-T “loaded gun sounding”.

W literaturze taki przypadek jest określany jako załadowany karabin (loaded gun sounding). Zobrazowany wzorzec wskazuje na ogromną niestabilność atmosfery. Klasycznie jest on spowodowany przez obecność inwersji temperatury. Owa inwersja powstrzymuje rozwój procesu konwekcji w atmosferze przez większość dnia. Dopiero późnym popołudniem lub pod wieczór insolacja jest w stanie nagrzać przypowierzchniową warstwę troposfery do stopnia przezwyciężającego hamowanie, co powoduje rozpoczęcie gwałtownie przebiegającej konwekcji i rozwój silnych burz.

Kolejnym interesującym przypadkiem jest obecność uniesionej warstwy wymieszanej (elevated mixed layer). Do jej powstania dochodzi w przypadku napływu suchego i gorącego powietrza w środkowej troposferze (800 – 400 hPa). W takich sytuacjach powstaje znaczna inwersja temperatury, skutkująca obecnością warstwy hamującej. W przypadku bardzo silnego nagrzewania przypowierzchniowej warstwy atmosfery dochodzi do jej przezwyciężenia i rozwoju chmur kłębiastych. Ważnym elementem jest również gwałtowny spadek temperatury punktu rosy. Na wysokościach cechujących się dużym, deficytem punktu rosy panuje niska wilgotność względna powietrza, zatem powietrze jest nienasycone. Gdy do tego obszaru napłyną krople wody wznoszące się wraz z prądem wstępującym wówczas rozpocznie się ich parowanie. Podczas parowania wody pobierane jest ciepło z otoczenia, co powoduje obniżenie temperatury otaczającego powietrza. Mechanizm ten nazwany został chłodzeniem przez ewaporację. Chłodne powietrze jest gęstsze od otaczającego powietrza i przestaje być wyporne, wypadkowa siła skierowana jest w kierunku ziemi i dlatego powietrze chłodniejsze rozpoczyna swój ruch w kierunku powierzchni Ziemi. Jest to sytuacja bardzo niebezpieczna. Prędkość powstałego w ten sposób zstępującego prądu powietrza jest duża, co może prowadzić do gwałtownych porywów wiatru prostoliniowego na powierzchni Ziemi oraz stanowić istotne zagrożenie m.in. dla ruchu lotniczego. W sytuacji, w której gwałtownie opadające powietrze napotka powierzchnię Ziemi rozchodzi się w różnych kierunkach powodując wyżej wymienione porywy wiatru prostoliniowego. Obecność uniesionej warstwy wymieszanej jest ukazana na rysunku 8.

 

Rysunek 8: Diagram termodynamiczny z uniesioną warstwą wymieszaną.

Proces opadania powietrza może również zostać zobrazowany analogicznie do jego unoszenia.

 

Rysunek 9: Fragment diagramu termodynamicznego Skew-T ukazujący unoszenie cząstki próbnej przez warstwę suchego powietrza.

Na rysunku 9 przedstawiono proces unoszenia cząstki przez warstwę suchego powietrza. Założono, że unoszenie zachodzi z poziomu o wysokości 4 kilometrów. Analogicznie do procesu unoszenia cząstki próbnej z poprzednich przykładów poprowadzono izogramę oraz adiabatę suchą, a następnie poprowadzono adiabatę wilgotną. W odróżnieniu od poprzednich diagramów adiabatę wilgotną poprowadzono w kierunku gruntu, a nie ku coraz wyższym warstwom atmosfery. W ten sposób odwzorowano opadanie zimnego powietrza w chmurze kłębiastej. Obszar zacieniowany na niebiesko reprezentuje energię potencjalną dostępną konwekcyjnie prądu zstępującego (DCAPE, downdraft’s convective available potential energy).

Przebieg krzywej temperatury cząstki próbnej zależy od wysokości unoszenia cząstki i jej właściwości (temperatury, współczynnika zmieszania). Najczęściej wykorzystywane wysokości unoszenia to najbardziej niestabilna cząstka (MU, most unstable), która jest wyznaczana dla warstwy o największej temperaturze ekwiwalentno-potencjalnej z dolnych 3 kilometrów nad poziomem gruntu, uśredniona (ML, mean layer), dla wartości średnich parametru adiabaty suchej oraz współczynnika zmieszania), z poziomu powierzchni (SB, surface based) oraz dla prądu zstępującego (D, downdraft).

Na większości poprzednich diagramów można zauważyć etykiety takie jak MU LCL lub MU EL. Oznacza to, że poziom kondensacji wymuszonej oraz poziom równowagi wraz z krzywą temperatury cząstki próbnej dla najbardziej niestabilnej cząstki.

Temperatura ekwiwalentno-potencjalna to temperatura, jaką osiągnęłaby cząstka próbna powietrza, po sprowadzeniu jej na drodze odwracalnej przemiany adiabatycznej do poziomu 1000 hPa, całkowitym skropleniu pary wodnej w tym powietrzu i ogrzaniu powietrza suchego wydzielonym podczas skraplania ciepłem utajonym. W skali synoptycznej używana jest do charakteryzowania równowagi mas powietrza. Pozwala określić termodynamiczną stabilność powietrza – im szybciej spada wraz z wysokością tym bardziej niestabilne powietrze. Przekroje pionowe wilgotności względnej RH oraz temperatury Theta-e przedstawiono na rysunku 10.

 

Rysunek 10: Przekroje pionowe wilgotności względnej powietrza oraz temperatury ekwiwalentno-potencjalnej.

Kolejnym elementem diagramu przedstawiającego wartości mierzone przez radiosondę jest pionowy profil wiatru. Jest on obrazowany za pomocą chorągiewek wiatrowych po prawej stronie diagramu termodynamicznego oraz przy pomocy hodografu.

 

Rysunek 11: Przykładowy pionowy profil wiatru oraz symbolika chorągiewek wiatrowych.

Rysunek 11 ukazuje przykładowy pionowy profil wiatru wraz z legendą oznaczeń poszczególnych składowych tworzących chorągiewki wiatrowe. Z powyższego profilu wynik, że przy ziemi wiatr wieje z południa z prędkością 15 kt. W wyższych warstwach wiatr zmienia kierunek na południowo-zachodni jednocześnie zwiększając prędkość do około 35 kt. Przy dalszym wzroście wysokości prędkość przepływu mas powietrza osiąga wartość wyższą niż 50 kt. W górnej troposferze lokalnie wiatr zmienia kierunek na zachodni wiejąc z prędkością 50 kt. Zatem z powyższego diagramu wynika, że wiatr wraz z wysokością zmienia prędkość i kierunek. Zmiana prędkości i kierunku wiatru wraz z wysokością to uskok wiatru. Dodatkowo na wysokości około 7 km występuje przepływ mas powietrza o prędkości około 50 kt. Prędkość o wartości 1 kt jest równa około 0,5 m/s. Ponieważ 1 m/s = 3,6 km/h, zatem 50 kt = 25 m/s = 90 km/h.

Pionowy profil wiatru może również zostać przedstawiony za pomocą hodografu.

 

Rysunek 12: Hodograf i jego elementy.

Widoczny na rysunku 12 hodograf to zrzutowana na płaszczyznę krzywa zakreślona przez koniec wektora prędkości wiatru zmieniającego się wraz z wysokością, przy czym początek tego wektora jest zawsze w tym samym punkcie i obrazuje on pionowy profil wiatru. Wektory te zaznaczono pomocniczo kolorem czarnym (w rzeczywistości są niewidoczne). Kolorowe fragmenty hodografu łączą końce wektorów prędkości wiatru w warstwach, których dolne i górne granice określane są etykietami zawierającymi informację o wysokości nad powierzchnię Ziemi. Na przykład kolor żółty reprezentuje profil wiatru w warstwie 6-9 km, a fioletowy w warstwie 0-1 km. Na powyższym wykresie oś pionowa pokrywa się z kierunkiem północ-południe, a oś pozioma z kierunkiem zachód-wschód. Przecięcie osi wyznacza środek układu współrzędnych, czyli położenie stacji aerologicznej. Długość promienia najmniejszego okręgu współśrodkowego jest równa prędkości wiatru wynoszącej 5 m/s. Promienie kolejnych okręgów współśrodkowych stanowią wielokrotność 5 m/s. Na okręgi o promieniu reprezentującym prędkość wiatru o wartości 10 m/s oraz ich wielokrotności są nanoszone liczbowe etykiety. Dodatkowo na diagramie naniesione są wektory prędkości superkomórek burzowych lewo- i prawoskrętnych (wyznaczane metodą Bunkersa) oraz średni wektor przemieszczenia burzy. Informacja o prędkości i kierunku^[2] przemieszczania się burzy oraz superkomórek prawo- i lewo-skrętnych znajduje się w lewym dolnym rogu wykresu. Bladoczerwonym cieniowaniem zaznaczono skrętność w warstwie 0-3 km (SRH, storm relative helicity), wielkość skorelowaną z występowaniem przepływu skrętnego powietrza względem burzy. Pozwala on określać liczbowo potencjał do powstania mezocyklonu w obrębie komórki burzowej.

 

Rysunek 13: Hodograf ze znacznym uskokiem wiatru.

Powyższy rysunek ukazuje przykładowy hodograf sytuacji, w której uskok wiatru w warstwie 0-6 km podawany jako różnica wektorów wynosi około 27 m/s, a skrętność w warstwie 0-3 km przekracza 250 m²/s².

Aby doszło do głębokiej, wilgotnej konwekcji, a więc i rozwoju chmur kłębiastych potrzebne są trzy składniki: wilgotność bezwzględna, niestabilność oraz mechanizm unoszenia.

Wilgotność rozumiana jako duża zawartość pary wodnej w atmosferze. Niestabilność ukazywana jako strome gradienty temperatur. Mechanizm unoszenia niosący energię pozwalającą wynieść cząstkę próbną do poziomu swobodnej konwekcji.

 

Rysunek 14: Diagram termodynamiczny Skew-T obrazujący obecność wymaganych składników do rozwoju konwekcji.

Sondaż aerologiczny zwizualizowany na rysunku 14 ukazuje wszystkie trzy składniki: obecność powietrza o wysokiej zawartości pary wodnej (około 14 g/kg), sprzyjający rozwojowi burz gradient temperatury (około 9 K/km) oraz brak warstwy hamującej. Dodatkowo obecna jest uniesiona warstwa wymieszana, która stanowi czynnik ryzyka do wystąpienia silnych zstępujących prądów powietrza, silnych porywów wiatru (chłodzenie przez ewaporację).

Jeszcze lepszy przypadek zestawienia trzech składników pokaże kolejny sondaż aerologiczny, ukazany na rysunku 15.

 

Rysunek 15: Diagram termodynamiczny Skew-T ilustrujący dużą niestabilność oraz profil wiatru sprzyjający wystąpieniu trąb powietrznych.

W powyższym przypadku zawartość pary wodnej w atmosferze wyniosła prawie 18 g/kg. W dolnej kilometrowej warstwie powietrza spadek temperatury przekroczył 10 stopni. Warto również zwrócić uwagę na niski poziom kondensacji wymuszonej, który wynosi 640 m. Można zauważyć również obecność uniesionej warstwy wymieszanej. W takich warunkach energia potencjalna dostępna konwekcyjnie (CAPE) przekracza 5000 J/kg. Doświadczony obserwator zauważy również obecność bardzo ciekawego pionowego profilu wiatru. Można w tym przypadku zauważyć istotny przepływ mas powietrza na 4 kilometrach. Zmianie ulega także kierunek wiatru z południowego na południowo-zachodni.

 

Rysunek 16: Hodograf ukazujący znaczące uskoki wiatru.

Profil wiatru jest również bardzo dobrze zwizualizowany na hodografie. SRH nie jest imponujące natomiast uskoki wiatru są znaczące. Wartości można sprawdzić w tabeli:

 

Rysunek 17: Tabela parametrów sondażu.

Bulk wind shear to zestawienie uskoków wiatru. Warto zwrócić uwagę na uskok wiatru, w warstwie 6 kilometrowej (0-6 km), przekraczający 25 m/s. Istotny uskok wiatru w warstwie SFC – 1 km oraz duży uskok wiatru w warstwie 0-3 km.

Wartości parametrów kompozytowych SHIP (Significant Hail Parameter), SCP (Supercell Composite Parameter) oraz STP (Significant Tornado Parameter) sugerują występowanie opadu gradu o rozmiarze gradzin powyżej 2 cm, superkomórek oraz tornad. Te warunki zmierzono w Norman, w Oklahomie, USA przed wystąpieniem rozwoju superkomórki burzowej, która była źródłem tornada o intensywności EF5, które pozbawiło życia 12 i raniło 212 osób oraz dokonało rozległych zniszczeń o wartości 2 mld dolarów (2013 Moore Tornado).

1. Współczynnik zmieszania (w) definiuje ilość masy (gramów) pary wodnej przypadającej na każdy kilogram powietrza suchego. Wilgotność właściwa (q) to iloraz ilość masy pary wodnej zawartej w danej objętości powietrza do całkowitej masy powietrza w tej samej objętości. Obie wielkości powiązane są zależnością

2. Kierunek określony jest w stopniach.

— UDOSTĘPNIJ —