Przewodnik po prognostycznych mapach górnych

Autor: mgr Artur Surowiecki, IMGW-PIB Centrum Modelowania Meteorologicznego
Konsultacja: dr Grzegorz Duniec, IMGW-PIB Centrum Modelowania Meteorologicznego

Prędkość pionowa (Pa/s)

Prędkość pionowych ruchów powietrza wyrażona jest jako zmiana wartości ciśnienia atmosferycznego (w Pa) w jednostce czasu (s), w związku z tym wartości dodatnie oznaczają osiadanie, a wartości ujemne wznoszenie. Obszary wznoszenia często odpowiadają strefom tworzenia się zachmurzenia i opadów atmosferycznych, zwłaszcza w rejonie niżów i frontów atmosferycznych. Wskaźnik nie bierze pod uwagę procesów głębokiej, wilgotnej konwekcji, jednak stanowi cenną informację w ich prognozowaniu. Ujemne wartości wskaźnika, które występują w dolnej i środkowej części troposfery, będą sprzyjały rozwojowi zachmurzenia konwekcyjnego podczas występowania stanu równowagi warunkowo chwiejnej.

Wiatr [m/s] i wysokość geopotencjalna [gpdam]

Prędkość i kierunek wiatru na poszczególnych wysokościach wyraża prędkość i kierunek przemieszczania się mas powietrznych. Należy zwrócić uwagę, że w dolnej troposferze (a dokładniej warstwie granicznej atmosfery rozciągającej się od powierzchni ziemi do wysokości 1-2 km nad nią) obok wielkości gradientu barycznego duży wpływ na prędkość i kierunek wiatru będą mieć właściwości powierzchni ziemi, w tym jej ukształtowanie i rodzaj podłoża (las, teren zabudowany, pola uprawne, powierzchnia wody) a także pora dnia. Każdy rodzaj podłoża ma inny współczynnik szorstkości, z czym wiąże się inna wielkość tarcia wywieranego na przemieszczające się nad nim powietrze. W warstwie granicznej atmosfery charakterystyczne jest zmniejszenie prędkości wiatru oraz odchylenie jego kierunku na lewo względem wyższych poziomów, występowanie porywów wiatru i turbulencji, a także dobowy cykl zmian w prędkości i kierunku wiatru. W dzień (o ile nie występuje zachmurzenie znacząco zmniejszające dopływ promieniowania słonecznego do powierzchni ziemi) w przyziemnej części warstwy granicznej prędkość wiatru wzrasta i pojawiają się porywy wiatru, podczas gdy w środkowej i górnej części warstwy granicznej prędkość wiatru spada. W nocy sytuacja się odwraca i wiatr występujący przy ziemi zmniejsza swoją prędkość, natomiast w środkowej i górnej części warstwy granicznej prędkość wiatru zdecydowanie się zwiększa. W atmosferze swobodnej (powyżej górnej granicy warstwy granicznej) kierunek wiatru jest zgodny z kierunkiem przebiegu izohips (linii łączących punkty o tej samej wysokości geopotencjalnej).

Wysokość geopotencjalna – koordynata pionowa używana w meteorologii, gdzie poziomem odniesienia jest średni poziom morza. Wysokość nad poziomem morza, na której występuje ciśnienie atmosferyczne o określonej wartości wyrażona w dekametrach geopotencjalnych (gpdam). Wysokość geopotencjalna w danym miejscu jest zmienna w czasie, a zmiany te warunkowane są przemieszczaniem się układów barycznych. Na podstawie obliczonej dla określonych powierzchni izobarycznych (powierzchni o jednakowej wartości ciśnienia atmosferycznego) wysokości geopotencjalnej wykonuje się mapy bezwzględnej topografii barycznej (TB), które ze względu na dużą ilość informacji o stanie atmosfery, jakie dostarczają, należą do najważniejszych map używanych przez synoptyków do prognozowania pogody. Do tych informacji możemy zaliczyć m.in. położenie i kierunki przemieszczania się głównych układów barycznych kształtujących pogodę w skali synoptycznej czy też cechy i natężenie cyrkulacji atmosferycznej. Na mapach bezwzględnej topografii barycznej znajdują się izohipsy, czyli linie punkty o tej samej wysokości geopotencjalnej. Widoczne na mapach TB ograniczone obszary o obniżonych wysokościach, które tworzą na powierzchni izobarycznej ugięcia przypominające lej, to niże. Z kolei obszary o podwyższonych wysokościach, które tworzą ugięcia powierzchni izobarycznej w kształcie kopuły będą wyznaczały miejsca występowania wyżów. Dodatkowo na mapach powierzchni znajdujących się w górnej i środkowej troposferze możliwe jest zidentyfikowanie położenia rozległych fal atmosferycznych, nazywanych również falami Rossby’go. Fale te rozwijają się na skutek rotacji Ziemi, mają zasadnicze znaczenie w wymianie ciepła pomiędzy niskimi i wysokimi szerokościami geograficznymi oraz dla procesów pogodotwórczych w umiarkowanych szerokościach geograficznych. Ich powstawaniu sprzyjają duże pasma górskie czy też kontrasty występujące pomiędzy kontynentami a oceanami. Każda z tych fal składa się z grzbietu (obszar z trzech stron otoczony niższymi wysokościami geopotencjalnymi, nazywanego również klinem) i doliny (obszar z trzech stron otoczony wyższymi wysokościami geopotencjalnymi, inaczej nazywanej zatoką). W grzbiecie znajduje się ciepła masa powietrzna, natomiast w dolinie chłodna. W górnej części troposfery, wzdłuż krawędzi grzbietu i doliny fali, w miejscu występowania dużego gradientu temperatury często rozwija się długa i wąska strefa wiatru o dużych prędkościach (30-100 m/s), którą nazywa się prądem strumieniowym. Należy podkreślić, że położenie ośrodków i centrów poszczególnych układów barycznych na powierzchniach izobarycznych znajdujących się w dolnej części troposfery ogół nie odpowiada ich położeniu na powierzchniach znajdujących się wyżej. Ponadto im wyższa powierzchnia izobaryczna, tym wolniej zachodzą duże zmiany rozkładu pola wysokości geopotencjalnej. Rozkład wysokości geopotencjalnej w górnej troposferze będzie kontrolował położenie niżów i wyżów w dolnej troposferze, dzięki czemu mapy najwyższych poziomów troposfery są bardzo przydatne w orientacyjnym prognozowaniu przebiegu pogody w danym regionie geograficznym na dłuższe terminy. Najczęściej używane mapy bezwzględnej topografii barycznej to mapy powierzchni izobarycznych 300, 500, 700 i 850 hPa.

 

Wirowość względna [0.00001/s]

Wirowość względna – jest to miara rotacji pola prędkości powietrza w poziomie (wzdłuż pionowej osi) względem ustalonego punktu znajdującego się na płaszczyźnie Ziemi. Inaczej ujmując, jest to wartość opisująca tendencję do skręcania trajektorii ruchu (rotacji) powietrza w poziomie. Wartości różne od zera będą świadczyły o tym, że powietrze porusza się po torze krzywoliniowym. Wartości dodatnie wskazują na skłonność do tworzenia się rotacji przeciwnej do ruchu wskazówek zegara (przemieszczająca się cząstka powietrza będzie mieć skłonność do skręcania na lewo). Oznacza to, że na półkuli północnej wartości dodatnie wirowości względnej będą związane z rotacją cyklonalną, a na półkuli południowej z rotacją antycyklonalną. Po uwzględnieniu rotacji Ziemi poprzez dodanie wartości tak zwanego parametru Coriolisa do wirowości względnej otrzymywana jest wirowość absolutna.
W prognozowaniu pogody najważniejsze znaczenie mają mapy wirowości względnej dla powierzchni izobarycznych znajdujących się w środkowej i górnej troposferze. Mapy te są pomocne w identyfikacji obszarów tworzenia się niżów i wyżów. Napływ wyższych wartości wirowości względnej nad dany obszar często wiąże się ze wznoszeniem mas powietrznych, w związku z czym mapa z rozkładem wartości wirowości może ułatwić rozpoznanie obszarów tworzenia się zachmurzenia.

Deficyt punktu rosy [°C]

Deficyt punktu rosy jest różnicą temperatury powietrza i temperatury punktu rosy (temperatury, do jakiej musi zostać schłodzone powietrze, aby osiągnęło stan nasycenia parą wodną). Jest miarą niedosytu pary wodnej w powietrzu. Im wyższa wartość deficytu punktu rosy, tym powietrze jest względnie bardziej suche, stąd wysokie wartości tego wskaźnika będą zazwyczaj związane z obszarami wysokiego ciśnienia. Z kolei wartości bardzo niskie (w tym 0°C) wskazują na stan powietrza bliski lub odpowiadający nasyceniu parą wodną i będą związane występowaniem stref zachmurzenia.

Tabela 1. Deficyt punktu rosy (T-Td) a prawdopodobieństwo występowania zachmurzenia na różnych poziomach izobarycznych (wg Szewczaka, 2014)

Tabela 2. Średnie wartości deficytu punktu rosy (T-Td) wykorzystywane do wyznaczania stref zachmurzenia na różnych poziomach izobarycznych (wg Kaczanowskiego, 1987)

Temperatura powietrza [°C]

Temperatura powietrza jest jednym z elementów pogody. Jest ona ściśle związana z chaotycznym ruchem cząsteczek, z których zbudowane jest powietrze. Im średnia prędkość ruch cząstek jest wyższa, tym wyższa będzie temperatura powietrza. W przypadku różnic w temperaturze pomiędzy dwoma ciałami (na przykład masami powietrznymi), pomiędzy tymi ciałami przekazywane jest ciepło, a proces ten skończy się w momencie, gdy temperatura obydwóch ciał osiągnie tę samą wartość. W warstwie granicznej atmosfery wartość temperatury podlega zmianom w cyklu dobowym. Największe zmiany dobowe zachodzą przy powierzchni ziemi, natomiast im wyżej, tym zmiany są mniejsze, a w swobodnej atmosferze nie zachodzą. Z tego wynika, że rozkład temperatury w środkowej i górnej troposferze kształtowany jest przez takie procesy jak transport mas powietrznych o odmiennej temperaturze, kondensację i parowanie czy też adiabatyczne ogrzewanie i schładzanie powietrza. W celu zdiagnozowania właściwości mas powietrznych, ich granic (w tym również położenia frontów atmosferycznych), kierunku i prędkości przemieszczania się najczęściej używa się map górnych dla powierzchni izobarycznej 850 hPa. Innym istotnym poziomem, dla którego sprawdza się rozkład wartości temperatury, jest powierzchnia izobaryczna 500 hPa. Obszary z wyraźnie niższą na tym poziome temperaturą często wiążą się z występowaniem równowagi warunkowo chwiejnej, a więc z możliwością rozwoju zachmurzenia konwekcyjnego, przelotnych opadów deszczu i burz.

Po nałożeniu na mapę górną rozkładu temperatury izohips oznaczających wysokość geopotencjalną danej powierzchni izobarycznej można zidentyfikować obszary niestabilności baroklinowej. Obszary te związane są ze strefami dużego poziomego gradientu temperatury, gdzie obszary stałej gęstości i stałego ciśnienia nie pokrywają się. W obszarach niestabilności baroklinowej występuje tzw. wiatr termiczny, który jest tak naprawdę różnicą pomiędzy kierunkiem i prędkością wiatru na dwóch poziomach troposfery (inaczej – pionowym ścinaniem wiatru). Baroklinowy przepływ powietrza jest niestabilny, ponieważ występuje w miejscu rozgraniczającym dwie masy powietrzne o różnych gęstościach, co z kolei przekłada się na występowanie pomiędzy nimi energii potencjalnej. W takim przypadku nawet najmniejsze zaburzenie będzie powodować, że układ będzie dążył do zminimalizowania występującej w nim energii potencjalnej, co będzie przejawiało się w atmosferze w postaci rozwoju ośrodków niżowych wraz z systemami frontów atmosferycznych.

Wilgotność względna [%] i wysokość geopotencjalna [gpdam]

Wilgotność względna jest stosunkiem ciśnienia parcjalnego pary wodnej zawartej w powietrzu do ciśnienia pary nasyconej w powietrzu o danej temperaturze wyrażonym w procentach. Jego wartość waha się w przedziale od 0% do 100%. Im wyższa jest wilgotność względna, tym powietrze znajduje się bliżej stanu nasycenia parą wodną. W przypadku osiągnięcia wartości 100% pod wpływem mikroskopijnych drobin (jąder kondensacji) rozpoczyna się proces kondensacji pary wodnej, tworzą się chmury oraz opady atmosferyczne. Podobnie, jak w przypadku temperatury, wilgotność względna w warstwie granicznej będzie podlegała wahaniom w cyklu dobowym. Wraz ze wzrostem temperatury jej wartość będzie się obniżać, a ze spadkiem wzrastać, chyba że nad danym obszarem nastąpi napływ masy powietrznej o innych właściwościach, w tym innej zawartości pary wodnej. Należy pamiętać o tym, że im wyższa jest temperatura powietrza, tym wyższe jest też ciśnienie pary nasyconej. Oznacza to, że taka sama wartość ciśnienia parcjalnego pary wodnej będzie przekładać się na inne wartości wilgotności względnej występujące przy różnych wartościach temperatury. W celu wyrażenia faktycznej zawartości pary wodnej w powietrzu należy użyć wilgotności bezwzględnej.

Wysokość geopotencjalna – wyjaśniono powyżej.

Dywergencja [0.00001/s]

Dywergencja – wskaźnik używany do prognozowania obszarów wznoszenia mas powietrznych. Dywergencja pola wiatru informuje o tym, czy linie prądu powietrza na danym obszarze rozbiegają się lub zbiegają, przy czym obszary rozbieżności linii prądu są określane jako obszary dywergencji, a zbieżności jako konwergencji. W przypadku rozbieżności linii prądu wartość wskaźnika jest dodatnia, a w przypadku zbieżności ujemna. Łatwo sobie wyobrazić, że jeśli linie prądu powietrza rozbiegają się w danym miejscu płaszczyzny poziomej, powietrze to musi napływać z góry (taka sytuacja będzie mieć miejsce w dolnej troposferze) lub z dołu (w środkowej i górnej troposferze) i na odwrót – w przypadku zbiegania się linii, nadmiar powietrza będzie się unosił (w dolnej troposferze) lub opadał (w środkowej i górnej troposferze). Tak więc dywergencja jest jednym z elementów składających się na występowanie pionowych ruchów powietrza w troposferze, a jej znak oraz poziom występowania w troposferze będzie decydował o wznoszeniu lub opadaniu powietrza. Na uwadze trzeba mieć również to, że dywergentny przepływ powietrza występuje również na obszarach wzrostu prędkości wiatru, w miejscu występowania równoległe przebiegających linii prądu. W takiej samej sytuacji, na obszarach spadku prędkości, ma miejsce przepływ konwergentny. Najistotniejsze znaczenie dla procesów odpowiadających za przebieg pogody na danym obszarze ma pole dywergencji w dolnej i środkowej troposferze. W przypadku dolnych partii troposfery (w szczególności warstwy granicznej) obszary dywergencji są związane z obszarami wyżów, wałów i klinów wyżowych, gdzie występuje osiadanie, natomiast obszary konwergencji wiążą się z obszarami zatok, bruzd i ośrodków niżowych, gdzie występuje wznoszenie. W przypadku środkowych i górnych partii troposfery, obszary dywergencji występują w przedniej części dolin (zatok) i w tylnej części grzbietów fal górnych i są związane z rozległymi strefami wznoszenia mas powietrznych. Z kolei obszary konwergencji rozwijają się na tyłach dolin fal górnych oraz w przednich częściach grzbietów fal górnych, a ich położenie odpowiada lokalizacji rozległych obszarów osiadania powietrza. W wyidealizowanym modelu prądu strumieniowego o prostej osi równoległej do jego długości, dywergencja pola wiatru rozwija się w jego lewym regionie wyjścia i w prawym regionie wejścia, z kolei konwergencja będzie związana z prawym regionem wyjścia oraz lewym regionem wejścia. W przedniej części zatok fal górnych, które odpowiadają lewemu regionowi wyjścia powietrza z prądu strumieniowego, rozwijają się często niże oraz rozległe strefy zachmurzenia. Proces rozwoju niżu przy występowaniu silnej dywergencji w lewym regionie wyjścia powietrza z prądu strumieniowego może mieć gwałtowny przebieg.

Tendencja zmiany wysokości geopotencjalnej (izalohipsy) [gpm/3h]

Tendencja zmiany wysokości geopotencjalnej wskazuje na regiony, do których przemieszczają się niże, zatoki, grzbiety i wyże górne. Ruch ośrodków barycznych jest zależny od kierunku i prędkości wiatru na poziomie przenoszenia (znajduje się on pomiędzy poziomami izobarycznymi 600 hPa i 700 hPa) oraz od warunków termicznych (niże przemieszczają się w kierunku obszarów ciepłych, a wyże w stronę chłodu). Bardzo duże znaczenie dla ruchu ośrodków barycznych będzie miała ich faza rozwoju (na przykład młode niże poruszają się szybko podczas gdy stare, wypełniające się ośrodki przemieszczają się powoli), a nawet kształt izohips otaczających obszar ośrodka niskiego ciśnienia lub centrum wysokiego ciśnienia. W przypadku ośrodka niskiego ciśnienia o kształcie kolistym ośrodek ten będzie się przemieszał w stronę obszaru z największym spadkiem wysokości geopotencjalnej, jednak w przypadku kształtu eliptycznego będzie przesuwał się w kierunku zgodnym z dwusieczną kąta między dłuższą osią obszaru najniższych wartości ciśnienia a prostą wyznaczającą kierunek gradientu izoalohipsometrycznego/izalobarycznego (kierunkiem najszybszego spadku tendencji wysokości geopotencjalnej lub ciśnienia atmosferycznego względem odległości). Ponadto na półkuli północnej podczas swojej wędrówki niż będzie stopniowo skręcał na lewo (przeciwnie do ruchu wskazówek zegara), a wyż na prawo.

Ryc. 1. Kierunek przemieszczania się ośrodka niżowego i centrum wyżu w zależności od kształtu izobar (podręcznik DWOPK, 1991 oraz Kaczanowski, 1987)

Mapy pola zmian wysokości geopotencjalnej wskazują również nasilanie się lub słabnięcie poszczególnych układów barycznych, które wystąpiło w ciągu ostatnich 3 godzin do danego terminu o ile tylko prędkość przemieszczania się tych układów jest niewielka, a zmiana wysokości geopotencjalniej w ich obrębie znaczna. Mapa może być zatem używana pomocniczo do określenia kierunków przemieszczania się poszczególnych układów barycznych oraz do zidentyfikowania ich etapu rozwoju. Dodatkowo wskaźnik ten będzie pomocny w określeniu adwekcji termicznej w warstwie troposfery, która znajduje się poniżej powierzchni izobarycznej, dla której obliczono tendencję. Spadek wysokości geopotencjalnej będzie wtedy związany z adwekcją chłodu w tejże warstwie, z kolei wzrost z adwekcją ciepła.

Tendencja zmiany ciśnienia atmosferycznego (izalobary) [hPa/3h]

Tendencja zmiany ciśnienia jest wskaźnikiem powszechnie używanym w meteorologii synoptycznej. Jej podstawowe zastosowania obejmują określenie intensywności, etapu rozwoju i kierunków przemieszczania się układów barycznych. Izalobary to widoczne na mapie linie łączące punkty o tej samej wartości zmiany ciśnienia. Mocno ujemna wartość tendencji zmian ciśnienia atmosferycznego na ogół wskazuje na szybkie pogłębianie zbliżającego się niżu i występowanie dużego gradientu barycznego, z czym związane jest występowanie silnego wiatru, a czasami także intensywnych opadów. Duża dodatnia wartość tendencji oznacza z kolei szybkie nadejście rozbudowującego się wyżu, co przeważnie jest równoznaczne z poprawą pogody. W miesiącach półrocza ciepłego nawet niewielkie spadki ciśnienia atmosferycznego mogą z kolei wskazywać na tworzenie się płytkich ośrodków niskiego ciśnienia oraz zatok niżowych, w których obrębie podczas występowania równowagi warunkowo chwiejnej może rozwinąć się strefa burz i opadów konwekcyjnych. Ponadto tendencja zmian ciśnienia atmosferycznego ułatwia identyfikację punktu okluzji systemu frontów atmosferycznych, a jej najbardziej ujemne wartości wskazują na kierunek przemieszczania się tego punktu w kolejnych godzinach.

Uskok wiatru [m/s]

Pionowy uskok (ścinanie) wiatru to jeden z najważniejszych wskaźników używanych w prognozowaniu potencjalnej siły i trwałości burz. Jest to różnica prędkości lub kierunku wiatru pomiędzy wyższym i niższym poziomem w troposferze. Duże wartości tego parametru związane są z frontami atmosferycznymi, w rejonie których występuje znaczna wartość poziomego gradientu temperatury oraz silna adwekcja termiczna. Pionowe uskoki wiatru są źródłem wirowości poziomej, na skutek której podczas występowania równowagi warunkowo chwiejnej może rozwinąć się szczególnie groźna forma układu konwekcyjnego – superkomórka. Na mapach dostępnych w serwisie prezentowany jest rozkład przestrzenny pionowego uskoku prędkościowego wiatru z warstw 0-6 km, 0-3 km i 0-1 km nad powierzchnią ziemi. Szczególnie istotne dla rozwoju superkomórek burzowych jest występowanie dużych (ok. 15 m/s i wyższych) wartości pionowego uskoku prędkościowego wiatru z warstwy 0-6 km. Ponadto duże wartości pionowego uskoku wiatru w warstwie 0-3 km sprzyjają rozwojowi liniowych układów konwekcyjnych często przynoszących bardzo silne porywy wiatru, a duże wartości pionowego prędkościowego uskoku wiatru z warstwy 0-1 km sprzyjają tworzeniu się trąb powietrznych. Ogólnie rzecz biorąc, duże wartości pionowego ścinania wiatru będą sprzyjać występowaniu długotrwałych i wewnętrznie dobrze zorganizowanych układów konwekcyjnych przynoszących burze i zjawiska im towarzyszące o dużym natężeniu. Duże wartości pionowego prędkościowego uskoku wiatru będą również przyczyną występowania turbulencji, stąd znajomość jego aktualnych i prognozowanych wartości jest potrzebna przy planowaniu operacji lotniczych, zwłaszcza w ramach lotnictwa ogólnego.

Tendencja termiczna (izalotermy) [°C/3h]

Tendencja termiczna dla określonej powierzchni izobarycznej informuje o intensywności adwekcji termicznej i jej znaku, jak również zmian temperatury na skutek występowania procesów adiabatycznych nad danym obszarem. Porównując wyniki uzyskane z różnych poziomów atmosfery (np. mapę rozkładu tendencji termicznej na powierzchni izobarycznej 850 hPa z mapą tendencji z powierzchni 500 hPa) możemy ocenić, czy troposfera staje się chwiejna (na przykład na skutek wzrostu temperatury na powierzchni 925 hPa i jednoczesnego spadku na powierzchni 500 hPa) bądź stabilna (na przykład na skutek spadku temperatury na powierzchni 925 hPa przy jednoczesnym wzroście na powierzchni 500 hPa). Mapy obejmujące warstwę graniczną troposfery (powierzchnie 850, 925 i 950 hPa) mogą być przydatne w prognozowaniu zachmurzenia, mgieł i sytuacji ze smogiem w półroczu chłodnym, zwłaszcza podczas przejścia ciepłego frontu atmosferycznego lub zalegania chłodnego i wilgotnego powietrza w przypowierzchniowej warstwie troposfery. Przegląd map z dolnych poziomów troposfery może również wspomóc prognozowanie zasięgu stref opadów marznących.

Spadek (pionowy gradient*) temperatury 850-500 hPa [°C/100m]

Spadek (pionowy gradient*) temperatury jest różnicą temperatury pomiędzy powierzchniami izobarycznymi 500 a 850 hPa podzieloną przez różnicę odległości między obydwiema powierzchniami. Wskazuje na tempo spadku temperatury wraz z wysokością. Wskaźnik ten umożliwia identyfikacje stanu równowagi troposfery. Jeśli wartość pionowego gradientu temperatury jest wyższa od wartości gradientu wilgotnoadiabatycznego, wtedy występuje równowaga warunkowo chwiejna sprzyjająca powstawaniu stref burz i opadów konwekcyjnych (przelotnych). Na ogół przyjmuje się, że równowaga warunkowo chwiejna występuje przy pionowym gradiencie temperatury przekraczającym wartość 0,6°C/100 m, jednak w zależności od pory roku i temperatury masy powietrza występującej w danym miejscu wartość ta może być niższa (zwłaszcza późną wiosną i latem) lub wyższa (zwłaszcza w miesiącach zimowych). Należy pamiętać, że w celu właściwego zdiagnozowania potencjału do rozwoju chmur Cumulonimbus, stref opadów konwekcyjnych i burz potrzebne są jeszcze mapy prezentujące rozkład przestrzenny wilgotności względnej dla powierzchni izobarycznych w dolnej i środkowej troposferze, a także mapy prędkości pionowej w dolnej i środkowej troposferze (opcjonalnie mapy linii prądu powietrza z przypowierzchniowej warstwy troposfery i mapy rozkładu adwekcji wirowości z uwzględnieniem adwekcji termicznej dla środkowych partii troposfery).
* w celu obliczenia pionowego gradient temperatury, od temperatury powierzchni izobarycznej 500 hPa powinniśmy odjąć temperaturę powierzchni 850 hPa, a następnie wartość tę podzielić przez różnicę odległości między obydwiema powierzchniami. Tak obliczone tempo zmiany temperatury wyjdzie ujemne, zgodne ze stanem rzeczywistym (temperatura wraz z wysokością oczywiście spada, a sytuacje, w których rośnie, występują stosunkowo rzadko i dotyczą jedynie warstw troposfery o miąższości zaledwie kilkuset metrów, nie wpływając w omówionym przypadku na znak uzyskanej w wyniku obliczeń wartości). Z tego wynika, że spadek temperatury w pionie (ang. lapse rate) to nic innego jak pionowy gradient temperatury, lecz ze znakiem przeciwnym. W praktyce meteorologicznej upowszechniło się stosowanie wartości pionowego spadku temperatury.

Temperatura ekwiwalentno-potencjalna [°C]

Temperatura ekwiwalentno-potencjalna to temperatura, jaką by osiągnęła porcja powietrza, gdyby w wyniku wznoszenia na drodze kondensacji usunięto z niej całą parę wodną, a następnie adiabatycznie (bez wymiany ciepła z otoczeniem) sprowadzono do poziomu ciśnienia standardowego, tj. 1000 hPa. Na skutek wydzielenia się ciepła utajonego kondensacji podczas wznoszenia temperatura ekwiwalentno-potencjalna będzie zatem wyższa od temperatury powietrza, natomiast wielkość różnicy pomiędzy tymi wartościami będzie wskazywała na wielkość ładunku pary wodnej zawartej w powietrzu. Im większa jest różnica pomiędzy obydwoma temperaturami i im wyższa jest temperatura ekwiwalentno-potencjalna, tym wyższa będzie zawartość pary wodnej w powietrzu. W meteorologii synoptycznej mapy rozkładu wartości temperatury ekwiwalentno-potencjalnej znajdują szerokie zastosowanie. Rozkład wartości temperatury ekwiwalentno-potencjalnej dokładniej wskazuje położenie frontów atmosferycznych, zwłaszcza w miesiącach półrocza chłodnego, gdy różnice termiczne pomiędzy masami powietrza przed i za frontem często nie są wyraźne. Fronty charakteryzują się występowaniem wąskich i silnie wydłużonych stref dużego poziomego gradientu temperatury ekwiwalentno-potencjalnej (duże zagęszczenie izoterm), który często jest większy od gradientu temperatury powietrza. W takiej sytuacji oznacza to, że za frontem będzie napływać powietrze nie tylko o innych właściwościach termicznych, ale również o innej zawartości pary wodnej. Z kolei w półroczu ciepłym duże wartości temperatury ekwiwalentno-potencjalnej w dolnej troposferze związane są ze strefami chwiejności, zwłaszcza gdy występują w pobliżu frontów atmosferycznych. Do opracowywania prognoz i analiz meteorologicznych najczęściej używane są map rozkładu temperatury ekwiwalentno-potencjalnej w dolnej troposferze, w szczególności z powierzchni izobarycznej 850 hPa.

Topografia względna TW 850-500 i wysokość geopotencjalna 500 hPa [gpdam]

Mapy topografii względnej (TW) to jedne z najczęściej używanych przez synoptyków map prezentujących rozkład wartości wskaźników. Mapy te przedstawiają odległość wyrażona w gpdam (dekametrach geopotencjalnych) pomiędzy parą powierzchni izobarycznych (na przykład 500 i 850 hPa). Grubość warstwy ograniczonej tymi powierzchniami jest funkcją jej średniej temperatury. Im wyższa temperatura, tym większa będzie grubość warstwy. Z tego względu izohipsy wykreślone na mapie topografii względnej traktujemy jak izotermy, a miejsca ich zagęszczenia będą wskazywały na orientacyjne położenie frontów atmosferycznych. Ponadto mapy topografii względnej używane są w celu szybkiego zidentyfikowania właściwości mas powietrznych napływających nad dany obszar oraz do określenia kierunku i intensywności adwekcji termicznej. Wzrost grubości warstwy pomiędzy zadanymi powierzchniami będzie oznaczał adwekcję ciepła, zaś spadek adwekcję chłodu. Nałożoną mapę względnej topografii barycznej na mapę topografii bezwzględnej nazywamy mapą termobaryczną.

Wysokość geopotencjalna – wyjaśniono powyżej.

Topografia względna TW 1000-850 i wysokość geopotencjalna 500 hPa [gpdam]

Mapy topografii względnej (TW) to jedne z najczęściej używanych przez synoptyków map prezentujących rozkład wartości wskaźników. Mapy te przedstawiają odległość wyrażona w gpdam (dekametrach geopotencjalnych) pomiędzy parą powierzchni izobarycznych (na przykład 850 i 1000 hPa). Grubość warstwy ograniczonej tymi powierzchniami jest funkcją jej średniej temperatury. Im wyższa temperatura, tym większa będzie grubość warstwy. Z tego względu izohipsy wykreślone na mapie topografii względnej traktujemy jak izotermy, a miejsca ich zagęszczenia będą wskazywały na orientacyjne położenie frontów atmosferycznych. Ponadto mapy topografii względnej używane są w celu szybkiego zidentyfikowania właściwości mas powietrznych napływających nad dany obszar oraz do określenia kierunku i intensywności adwekcji termicznej. Wzrost grubości warstwy pomiędzy zadanymi powierzchniami będzie oznaczał adwekcję ciepła, zaś spadek adwekcję chłodu. Nałożoną mapę względnej topografii barycznej na mapę topografii bezwzględnej nazywamy mapą termobaryczną.

Wysokość geopotencjalna – wyjaśniono powyżej.

Wilgotność właściwa powietrza (SH)

Wilgotność właściwa powietrza to stosunek masy wody zawartej w danej objętości powietrza do jej masy całkowitej (z wodą), wyrażony w g/kg. Im wyższa wilgotność właściwa powietrza, tym większa będzie zawartość pary wodnej w powietrzu, przy czym należy pamiętać, że wraz ze wzrostem temperatury powietrza o określonej objętości wzrasta też ilość pary wodnej, jaką powietrze to może pomieścić. Związek ten jest opisany równaniem wykładniczym. Z tej zależności wynika, że rozkład przestrzenny wilgotności właściwej będzie pomocny w ocenie rozmieszczenia i właściwości mas powietrznych, a także frontów atmosferycznych, szczególnie w dolnej troposferze, gdzie występuje stosunkowo wysoka temperatura. Wilgotność właściwa powietrza jest wskaźnikiem podobnym do stosunku zmieszania, który wyraża masę pary wodnej (w gramach) przypadającą na 1 kg suchego powietrza.

Literatura:

  1. Szewczak P., Meteorologia dla pilota samolotowego; Avia-Test, Poznań, 2014.
  2. Kaczanowski L. (1987), Analiza i prognoza pogody dla lotnictwa; Dowództwo Wojsk Obrony Powietrznej Kraju, Warszawa, 1987; nr OPK 1021/86.
  3. Meteorologia synoptyczna; Dowództwo Wojsk Obrony Powietrznej Kraju,

T.1.-Warszawa, 1991; nr OPK 1156/90.