Etapy rozwoju burz

Opracowanie: dr Grzegorz Duniec, Centrum Modelowania Meteorologicznego 

Burza to zjawisko kryjące w sobie pewną magię i piękno, a z drugiej strony stanowi niebezpieczne zjawisko, niekiedy przynoszące zagrożenie dla życia i mienia ludzi. W niniejszym opracowaniu zostanie przedstawiona elementarna wiedza dotycząca rozwoju burzy.   

Rys. 1. Wyładowanie iskrowe wewnątrzchmurowe. Fotografia z prywatnej kolekcji autora.

Warunki konieczne dla burzy 

Z fizycznego punktu widzenia, aby mogła powstać burza musi być spełnione kilka warunków takich jak [1]:  

a) masa powietrza powinna posiadać równowagę chwiejną; 

b) w dolnej warstwie atmosfery powinna znajdować się duża ilość pary wodnej; 

c) muszą występować konwekcyjne i dynamiczne unoszenie się powietrza; 

d) temperatura powietrza w warstwie przyziemnej powinna być wysoka, powinno występować przegrzanie.  

 

Powyższe warunki znajdują uzasadnienie w fizyce.  

Proces adiabatyczny w atmosferze 

Załóżmy, że w wyniku jakiegoś czynnika mechanicznego rozpoczyna się wznoszenie powietrza. Wraz z wznoszeniem się masy powietrza przemieszcza się ona w obszar o mniejszym ciśnieniu (ciśnienie spada z wysokością), czyli następuje rozprężenie. Z fizyki wiadomo, że podczas rozprężenia ciśnienie powietrza zmniejszy się natomiast objętość zwiększy się. Gaz wykonał pracę. A co się dzieje z jego temperaturą? Z fizyki wiemy, że mamy dwie możliwości, albo temperatura powietrza się nie zmieni, czyli musiałoby nastąpić rozprężenie izotermiczne, albo nastąpiła zmiana temperatury zgodnie z przemianą adiabatyczną. Przy czym w przemianie adiabatycznej nie następuje wymiana ciepła z otoczeniem. A jak to wygląda w wypadku atmosfery? Jeżeli założymy, że podczas wznoszenia się do góry masa powietrza będzie się rozprężała, bez wymiany ciepła z otoczeniem, to czy takie założenie jest prawdziwe? Założenie braku wymiany ciepła z otoczeniem w warstwie przyziemnej nie jest spełnione a proces jest nieadiabatyczny [2]. W swobodnej atmosferze wymiana ciepła między wznoszącym się powietrzem a otoczeniem będzie także zachodziło. Spowodowane jest to tym, że wznoszący się bąbel powietrza oddziałuje z otoczeniem w ten sposób, że na jego krawędziach występuje zasysanie powietrza. Zasysane powietrze z otoczenia może posiadać odmienne właściwości termiczne i wilgotnościowe. Część powietrza zostaje także usuwane. Po zassaniu następować będzie turbulencyjne mieszanie. Jednak tempo tych procesów jest na tyle wolne w porównaniu z ruchem powietrzem, że założenie o braku wymiany ciepła z otoczeniem będzie w pełni uzasadnione [3]. Zachodząca wymiana ciepła będzie niewielka i może zostać pominięta. Zatem wznoszące się powietrze w swobodnej atmosferze będzie podlegało adiabatycznemu sprężaniu, natomiast podczas opadania adiabatycznemu sprężenia. Kiedy powietrze będzie się wznosiło, będzie ulegało adiabatycznemu rozprężeniu i ochłodzeniu, temperatura obniży się. Natomiast podczas opadania powietrze będzie podlegało adiabatycznemu sprężeniu i ogrzaniu, temperatura wzrośnie.  

Kiedy wznosi się powietrze suche, czyli takie, które nie osiągnęło stanu nasycenia i nie doszło do kondensacji pary wodnej będzie się ochładzało, a spadek temperatury będzie wynosił 0,98°C na każde 100 metrów. Czyli powietrze suche będzie się ochładzało zgodnie z gradientem suchoadiabatycznym. Jeżeli wznoszące się powietrze osiągnie stan nasycenia i dojdzie do kondensacji pary wodnej wówczas mamy już powietrze wilgotne. Podczas wznoszenia powietrze wilgotne będzie ochładzało się wolnej, a to dlatego, że podczas kondensacji pary wodnej, wydzielać się będzie ciepło utajone przemiany, które będzie ogrzewało powietrze. Zatem spadek temperatury powietrza wilgotnego wynikający ze wznoszenia się będzie wolniejszy, zgodnie z gradientem wilgotnoadiabatycznym. Wartość gradientu wilgotnoadiabatycznego będzie zależała od ilości skondensowanej wody oraz temperatury powietrza (im wyższa temperatura powietrza tym wartość gradientu wilgotnoadiabatycznego zmniejsza się) oraz od ciśnienia (im niższe wartości ciśnienia powietrza, tym niższa wartość gradientu wilgotnoadiabatycznego) i wynosi w granicach od 0,3°C na każde 100 metrów do 0,9°C na każde 100 metrów [1]. 

 

Rys. 2. Adiabata sucha i wilgotna. Źródło: Marcin Schmidt, Meteorologia lotnicza, Wydawnictwo Komunikacji i Łączności, Warszawa, 1967.

Równowaga atmosfery 

Wyodrębnijmy masę suchego powietrza, które w wyniku czynników zewnętrznych zacznie się wznosić. Niech rzeczywisty gradient temperatury powietrza otaczającego wynosi 1,2 °C na każde 100 metrów. W punkcie startowym temperatura powietrza otaczającego oraz wyodrębnionego niech będzie taka sama i wynosi 10°C. Z prostych obliczeń wynika, że temperatura powietrza otaczającego będzie się obniżać o 12°C na każdy 1 km, a powietrze w kominie termicznym ochładzać się będzie zgodnie a gradientem suchoadiabatycznym, czyli o 9,8°C na każdy 1 km. Na wysokości 1 km temperatura powietrza w kominie termicznym wyniesie 0,2°C. Powietrze otaczające będzie miało na wysokości 1 km temperaturę -2°C. Zatem temperatura powietrza we wznoszącym się kominie jest wyższa. Na wysokości 2 km temperatura powietrza w kominie wyniesie już -9,6°C, zaś temperatura otoczenia wyniesie -14°C. Widzimy więc, że wraz z wysokością różnica temperatury zwiększa się. Powietrze w kominie termicznym jest cieplejsze oraz lżejsze. Zatem będzie działała na niego siła wyporu Archimedesa, która jest wprost proporcjonalna do różnicy temperatur powietrza w kominie i otoczeniu. Zatem cieplejsze i lżejsze powietrze w kominie sprowokowane do ruchu będzie się wznosiło się do góry i nie powróci do swojego stanu początkowego, będzie dalej wznosiło się góry. Rozważmy teraz sytuację odwrotną. Niech na jakiejś wysokości temperatura powietrza otaczającego i powietrza w kominie będzie taka sama oraz niech w wyniku czynników zewnętrznych zostanie zainicjowany ruch pionowy w dół. Przeprowadzając podobną analizę może spostrzec, że temperatura otoczenia będzie wzrastała w kierunku ziemi szybciej niż w powietrzu znajdującym się w kominie termicznym. Powietrze w kominie będzie chłodniejsze oraz cięższe. Zatem taka cząstka powietrza, nawet po ustaniu czynników wymuszających jej ruch do dołu, nie powróci do poziomu początkowego. Taki stan atmosfery nazywamy stanem równowagi chwiejnej. Zatem jeżeli gradient rzeczywisty powietrza będzie większy od gradientu suchoadiabatycznego to wówczas występować będzie równowaga chwiejna [4].  

Kiedy wznoszące się powietrze w kominie termicznym osiągnie stan nasycenia, to przy dalszym jego wznoszeniu rozpocznie się kondensacja i wydzielanie się ciepła utajonego, i ogrzewanie powietrza w kominie. To spowoduje, że różnica temperatur powietrza w kominie i jego otoczeniu jeszcze bardziej się zwiększy. W wypadku powietrza wilgotnego wystarczy, aby rzeczywisty gradient temperatury otoczenia był wyższy niż gradient wilgotnoadiabatyczny, aby masa powietrza była w stanie równowagi wilgotnochwiejnej. Zatem im większa wilgotność powietrza w warstwie przyziemnej tym korzystniejsze warunki do utworzenia równowagi chwiejnej powietrza. Jeżeli gradient otaczającego powietrza jest niższy niż gradient suchoadiabatyczny to temperatura wznoszącego się powietrza w kominie termicznym będzie niższa od otoczenia. Zatem powietrze będzie chłodniejsze i cięższe i po ustąpieniu czynników wymuszających jego wznoszenie, będzie powracało do stanu początkowego. Tak stan równowagi atmosfery nazywamy równowagą stało-suchą. Przykładem są występujące w atmosferze inwersje i izotermie. W wypadku równości rzeczywistego gradientu temperatury otoczenia i gradientu temperatury powietrza znajdującego się wewnątrz komina różnica temperatur będzie wynosiła zero.

Zatem wznoszące się powietrze, jeżeli zostanie przeniesione wyżej to znajdzie się w środowisku o takiej samej temperaturze. Zatem po ustaniu czynników wymuszających jego ruch do góry lub do dołu powietrze w kominie zatrzyma się i nie będzie się przemieszczało w żadną stronę w kierunku pionowym. Atmosfera znajduje się w stanie równowagi obojętno-suchej.

Rys. 3. Równowaga w atmosferze. Źródło: Marcin Schmidt, Meteorologia lotnicza, Wydawnictwo Komunikacji i Łączności, Warszawa, 1967.

Przy takiej równowadze pionowe ruchy powietrza są utrudnione. Analogiczne warianty równowagi możemy wyodrębnić dla powietrza wilgotnego. Jeżeli rzeczywisty gradient powietrza będzie wyższy od gradientu wilgotnoadiabatycznego to wówczas w atmosferze obserwujemy równowagę wilgotno-chwieją. W sytuacji, kiedy rzeczywisty gradient temperatury powietrze będzie mniejszy od gradientu wilgotnoadiabatycznego to występuje równowaga wilgotno-stała. W wypadku równości obu gradientów mamy równowagę wilgotno-obojętną [1,4].  

Jeżeli rzeczywisty gradient temperatury powietrza jest większy od gradientu suchoadiabtycznego i wilgotnoadiabatycznego to w atmosferze występuje równowaga sucho-chwiejna oraz wilgotno-chwiejna.  

Kiedy rzeczywisty gradient temperatury powietrza jest mniejszy od gradientu suchoadiabatycznego, ale większy od wilgotnoadiabatycznego to mamy równowagę sucho-stałą i wilgotno-chwiejną. 

W wypadku gdy rzeczywisty gradient temperatury powietrza jest mniejszy od gradientu suchoadiabtycznego i wilgotnoadiabatycznego to mamy równowagę sucho-stała oraz wilgotno-stałą.  

Jeżeli rzeczywisty gradient temperatury powietrza jest równy gradientowi suchoadiabtycznego i większy od gradientu wilgotnoadiabatycznego to w atmosferze występuje równowaga sucho-obojętna oraz wilgotno-chwiejną.  

Kiedy rzeczywisty gradient temperatury powietrza jest mniejszy od gradientu suchoadiabatycznego i równy gradientowi wilgotnoadiabatycznemu to mamy równowagę sucho-stałą i wilgotno-obojętną [1].  

 

Czy atmosfera chwiejna jest wystarczająca do inicjacji konwekcji? 

Czy stan równowagi chwiejnej jest wystarczający, aby rozpoczęły się pionowe ruchy konwekcyjne. Otóż nie, muszą wystąpić czynniki wyzwalające pionowe ruchy powietrza. Do czynników tych zaliczamy czynniki termiczne oraz dynamiczne. Czynniki termiczne wynikają z nierównomiernego ogrzewania powierzchni gruntu. Z doświadczenia wiemy, że kiedy piasek zostanie wystawiony na działanie promieniowania słonecznego, to materiał ten bardzo szybko się nagrzewa oraz po ustaniu źródła ciepła, bardzo szybko stygnie [4]. Trawniki, wilgotna gleba, nagrzewa się wolnej oraz wolniej stygnie [4]. Powierzchnia Ziemi nie jest jednorodna. Wierzchnia warstwa litosfery zbudowana jest z materiału o różnych właściwościach termicznych, hydrologicznych, mającym różną porowatość. Przy takim nierównomiernym ogrzaniu prądy się inicjują na granicy podłoży o różnym nagrzaniu, różnej temperaturze. Do czynników dynamicznych zaliczyć należy wszelkiego rodzaju przeszkody tj. góry, wzniesienia itp., która wymuszają bąbel ciepłego powietrza do jego wznoszenia [4].  

 

Rys. 4. Rozwój termiki związanej z ekspozycją zboczy względem Słońca. Źródło: Marcin Schmidt, Meteorologia lotnicza, Wydawnictwo Komunikacji i Łączności, Warszawa, 1967.

Rys. 5. Źródło: Marcin Schmidt, Meteorologia lotnicza, Wydawnictwo Komunikacji i Łączności, Warszawa, 1967.

Rys. 6. Źródło: Marcin Schmidt, Meteorologia lotnicza, Wydawnictwo Komunikacji i Łączności, Warszawa, 1967.

Fazy rozwoju pojedynczej zwykłej komórki burzowej 

 

Rys. 7. Stadia rozwojowe burzy. Źródło: R. G. Smith (editor), The Physics and Parameterization of Moist Atmospheric Convection (J. L. Redelsperger, The Mesoscale Organization of Deep Convection), Springer-Science+Business Media Dordrecht, originally published by Kluwer Academic Publisher, 1997.

 

W ewolucji burzy można wyodrębnić trzy fazy rozwoju [1,5]: 

a) stadium cumulusa: Cumulus humilis -> Cumulonimbus calvus; 

b) stadium chmury dojrzałej: Cumulonimbus calvus -> Cumulonimbus capillatus; 

c) stadium rozpadu: Cumulonimbus capillatus -> zanik. 

Rys. 8. Stadia rozwojowe chmury kłebiasto-burzowe. Źródło: Howard B. Bluestein, Synoptic-Dynamics Meteorology in Midlatitudes, Vol. II, Observations and Theory of Weather Systems, Oxford University Press, 1993.

Stadium cumulusa 

Faza cumulusa obejmuje rozwój chmury od jej powstania aż do stadium chmury Cumulonimbus calvus. Kiedy podłoże jest ogrzewane w sposób nierównomierny wówczas komin ciepłego powietrza staje się lżejszy i odrywa się od podłoża. Przyspieszenie jakie uzyskuje jest wprost proporcjonalny do różnicy temperatur powietrza wewnątrz komina i powietrza otaczającego komin. Wznoszący się komin ochładza się i zwiększa swoje rozmiary w wyniku rozszerzania. Na dalszym etapie komin może zaniknąć zanim osiągnie poziom kondensacji lub może wznosić się i osiągnąć poziom kondensacji. Po osiągnięciu tego poziomu przy dalszym wznoszeniu następuje kondensacja pary wodnej w obecności jąder kondensacji. Kondensacja pary wodnej to przejście fazowe pierwszego rodzaju, któremu towarzyszy wydzielanie się ciepła przemiany, czyli ciepła utajonego, które ogrzewa powietrze.  Skutkuje to zmniejszeniem się tempa ochładzania powietrza w chmurze. Powietrze w chmurze będzie ochładzało się zgodnie z gradientem wilgotnoadiabatycznym. Dalszy rozwój chmury zależeć będzie od otoczenia. Mamy tutaj dwie możliwości. W otoczeniu może występować gradient wilgotno-stałym [4]. W tym wypadku raczej nie ma szans na dalszy rozwój chmury. Wznoszący ruch chmury zostanie zahamowany. W wypadku, kiedy otoczenie charakteryzuje się gradientem wilgotno-chwiejnym wówczas następować będzie dalszy jej rozwój [4]. Powietrze wewnątrz chmury będzie coraz cieplejsze, co przyspiesza jej rozwój. Dlatego, aby chmura mogła dalej się rozwijać, w prądzie wstępującym musi być bardzo dużo pary wodnej. Kiedy chmura się rozwija następuje zasysanie powietrze zarówno przez podstawę jak i przez brzeg chmury. W miarę rozwoju chmury obszar zasysania obniża się ku ziemi tworząc strugę zasysanego powietrza. Tworzy się komin termiczny chmury [4].

Rys. 9. Rozwój komina termicznego. Źródło: Marcin Schmidt, Meteorologia lotnicza, Wydawnictwo Komunikacji i Łączności, Warszawa, 1967.

W wyniku zasysania powietrza przez podstawę oraz powierzchnię boczną chmura zasysa parę wodną znajdująca się w jej otoczeniu oraz w dolnej części troposfery. Zasysana para staje się paliwem rozwoju chmury, dzięki ciepłu utajonemu, które się wydzielało w procesie kondensacji pary wodnej. Dlatego tak bardzo ważna jest ilość pary wodnej, która znajduje się w dolnej warstwie atmosfery. Im więcej pary wodnej tym korzystniej dla rozwoju chmury. Kiedy pary wodnej będzie niewiele wówczas zasysane powietrze, w którym dojdzie do kondensacji pary wodnej, nie dostarczy dużej ilości ciepła utajonego, które miało być paliwem dla chmury. Kiedy chmura ma paliwo do rozwoju, będzie stawała się coraz bardziej rozbudowana w pionie. Wierzchołek będzie osiągał coraz to wyższy poziom. Należy zauważyć, że w trakcie rozwoju chmura Cumulus napotyka warstwy, które mogą być bardzo suche i znajdować się równowadze stałej. W troposferze występują takie dwie strefy obejmujące obszar 2-3 km oraz 5-6 km [1]. Kiedy chmura się rozbudowuje w pionie, do tych obszarów dociera prąd wstępujący, który transportuje parę wodną. W obszarze suchym następuje silne parowanie. Chmura przechodzi od stadium chmury Cumulus humilis, przez stadium Cumulus mediocris, aż po stadium Cumulus congestus, z pięknymi kłębami w kształcie kalafiorów, które świadczą o aktywnych prądach wstępujących. W chmurze występować będą krople wody. W obszarze chmury znajdującej się powyżej izotermy zero krople wody będą przechłodzone. Jeżeli paliwo będzie dalej dostarczane chmura Cumulus congestus będzie się rozbudowywała i w końcu, kiedy wierzchołki Cumulusa znajdą się na poziomie około izotermy -12°C dojdzie do powstawania kryształków lodu. Wraz z pojawieniem się kryształków lodu w górnej strefie chmury konwekcyjnej chmura traci ostry zarys i ukazuje włóknisty lub prążkowany wygląd [6, 7]. Włóknistość i prążkowatość spowodowana jest rozpraszaniem promieni słonecznych na kryształach, które charakteryzują się bardziej złożoną geometrią w porównaniu do kropel mających symetrię sferyczną. Chmura Cumulus congestus wchodzi w fazę chmury Cumulonimbus calvus [6,8].   

 

Rys. 10. Klasyfikacja naturalnych kryształków lodu wg. Magono-Lee. Źródło: H. R. Pruppacher, J. D. Klett, Microphysics of Clouds and Precipitation, 2^nd edition, Kluwer Academic Press, 1997.

 

 

Rys. 11. Kryształki śniegu. Źródło: H. R. Pruppacher, J. D. Klett, Microphysics of Clouds and Precipitation, 2^nd edition, Kluwer Academic Press, 1997.

 

Rys. 12. Cumulonimbus calvus z pileus. Źródło: https://cloudatlas.wmo.int/en/search-image-gallery.html . 

 

W fazie cumulusa w chmurze występujący prąd wstępujący obejmuje znaczną część komórki konwekcyjnej [9]. W stadium Cumulus humilis prędkość prądu wstępującego wynosi 2-5 m/s. W stadium Cumulus mediocris prędkość prądów wstępujących osiąga wartość powyżej 5 m/s. W stadium Cumulus congestus prędkość prądów wstępujących może przekraczać 10 m/s. Prędkość prądu wstępującego w stadium Cumulonimbus calvus osiągają wartość 15 m/s. [8]. W sporadycznych sytuacjach prędkość prądów pionowych osiągać może wartość 20-25 m/s. Przeciętne wartości prądów wstępujących wynoszą 5-10 m/s [1]. Jak już wspomniano wcześniej przez obszar boczny chmur występuję zasysanie powietrza, które otacza komórkę chmurową. Wraz ze wzrostem wysokości zmniejsza się strumień zasysanego powietrza. Zasysane suche powietrze z otoczenia miesza się z wilgotnym powietrzem chmurowym. W górnym obszarze chmury następuje natomiast usuwanie strumienia masy z wnętrza chmury na poziomie neutralnej wyporności lub nieco powyżej tego poziomu. Czas trwania stadium początkowego jest dość krótki i wynosi 15-25 minut [1]. We wnętrzu, w tzw. rdzeniu chmury, występuje nieco wyższa temperatura, dzięki której podtrzymywane są wstępujące prądy powietrza.  

Wierzchołek chmury Cumulonimbus zbudowany jest z kropelek wody, w tym także z kropelek przechłodzonej wody oraz z kryształków lodu (w górnym obszarze chmury). Ponadto może zawierać krople deszczu, płatki śniegu, krupy śnieżne, ziarna lodowe oraz grad [6].  We wznoszącym się prądzie wstępującym zawarta jest para wodna, która po skondensowaniu zwiększa ilość wody w chmurze. W wyniku procesów mikrofizycznych dochodzi wzrostu kropel, a także i kryształków lodu.  

Rys. 13. Procesy mikrofizyczne zachodzące w chmurach. Źródło: W. R. Cotton, G. H. Bryan, S. C. van den Heever, Storm and Cloud Dynamics, 2^nd edition, Elsevier Inc., 2011. 

 

Procesów fizycznych w wyniku których powstaje opad sięgający powierzchnię ziemi jest bardzo dużo. Początkowo małe krople nie są wstanie opadać, ponieważ siła grawitacji jest niewysterczająca, aby kropelki mogły pokonać siłę prądów wstępujących. Kiedy jednak osiągną rozmiary cząstek opadowych, zaczynają opadać, inicjując opad deszczu a wraz z nim inicjowane są prądy zstępujące (chociaż ten temat jest dyskusyjny, czy prąd zstępujący jest efektem zainicjowanego opadu czy też odwrotnie). Z obserwacji radarowych wynika, że strefa opadu obejmuje obszar około 100 km², zaś w kierunku pionowym sięga do 5 km nad powierzchnię gruntu. Dość często strefa opadów sięga do 3 km powyżej tropopauzy [11]. Rozpoczyna się stadium chmury dojrzałej.  

Stadium chmury dojrzałej 

Stadium chmury dojrzałej trwa około 15-30 minut [1,9]. W tym stadium prądy wstępujące i zstępujące obejmują całą chmurę. Prądy zstępujące opadają ku ziemi z prędkością 10-15 m/s, czasami osiągają wartość 50 m/s [1]. Z badań wynika, że prądy zstępujące są inicjowane w środkowym obszarze chmury, a następnie obejmują całą komórkę Cumulonimbusa. Po dotarciu do powierzchni ziemi następuje rozpływanie się zimnego powietrza.  

 

Rys. 14. Stadium chmury dojrzałej. Źródło: W. R. Cotton, G. H. Bryan, S. C. van den Heever, Storm and Cloud Dynamics, 2^nd edition, Elsevier Inc., 2011. 

 

Kiedy prądy zstępujące powodują przemieszczanie się ku ziemi następuje ich adiabatyczne ogrzewanie. W opadającym prądzie znajdują się krople, które parują. Aby kropla mogła wyparować potrzebne jest ciepło, które jest pobierane z otoczenia, w którym kropla się znajduje, czyli następuje absorpcja ciepła. Parowanie kropel skutkuje ochładzaniem powietrza w prądzie zstępującym. Docierające, w prądzie zstępującym, do powierzchni ziemi powietrze jest zimne i wywołuje wiele niebezpiecznych zjawisk takich wiatry szkwałowe, uskoki wiatru [12]. Zdarza się, że w wyniku takiego uderzenia prądu zstępującego o powierzchnię ziemi tworzy się wirujący pierścień [1]. Samo zdarzenie nazywane jest downburst (ze względu na rozmiary, prędkość i czas trwania wyróżnia się makroburst i mikroburst – suchy i mokry) zaś wirujący pierścień to vortex ring [1]. Rozpływający się prąd powietrza zaczyna oddziaływać z prądem wstępującym odcinając go w końcu od źródła, gdzie powstał [9]. Zaczyna zanikać prąd wstępujący, a komórka wchodzi w ostatnie stadium swojego rozwoju, a mianowicie w stadium rozpraszania.  

 

Stadium rozpraszania 

Wraz z zanikiem prądu wstępującego następuje zanik powstawania opadów. Następuje słabnięcie także prądu zstępującego. Komórka zaczyna zamierać.  

 

 

Rys. 15. Stadium rozpraszania. Źródło: W. R. Cotton, G. H. Bryan, S. C. van den Heever, Storm and Cloud Dynamics, 2^nd edition, Elsevier Inc., 2011. 

 

Dolna jej część przekształca się w chmury warstwowe, a wierzchołek stanowi incus, czyli kowadło [1]. Aby mogło powstać kowadło, rozbudowująca się chmura musi napotkać warstwę inwersyjną, czyli taką, w której temperatura rośnie wraz z wysokością. Z taką warstwą inwersyjną mamy do czynienia w okolicach tropopauzy. Na tej wysokości również wieją wiatry o dużej prędkości. Na tak dużej wysokości, w górnym obszarze chmury Cumulonimbus, nagromadzone są spore ilości kryształków lodu, które są duże i których liczba w jednostce objętości jest znaczna. Kiedy wierzchołek chmury Cb dotrze do obszaru, gdzie wieją silne wiatry oraz strefy inwersji, wiatr spowoduje rozprzestrzenianie się horyzontalne kryształków lodu, zgodnie z kierunkiem wiatru, które utworzą płaski pióropusz złożony z dużych kryształków lodu. Ten utworzony “dysk chmurowy” to nic innego jak chmura Cirrus spissatus cumulonimbogenitus (ponieważ źródłem tej chmury jest właśnie Cumulonimbus) [7]. Kryształy lodu znajdujące się w kowadle dość wolno sublimują co skutkuje utrzymywaniem się kowadła jeszcze przez długi czas [11].  

 

Rys. 16. Cumulonimbus capillatus incus mamma. Źródło: https://cloudatlas.wmo.int/en/search-image-gallery.html.

 

W tym stadium dominują prądy zstępujące. Opadające powietrze adiabatycznie się ogrzewa i zanika kontrast termiczny jaki występuje między wnętrzem chmury a otoczeniem. Ostatnie stadium komórki trwa około 30 minut. Zdarza się, że czas życia chmury w tym stadium może wydłużyć się do 2-3 godzin [1].  

W sprzyjających sytuacjach czas życia komórek może się przedłużyć. W wypadku wzrostu prędkości wiatru wraz z wysokością komórka konwekcyjna może pochylić się w kierunku ruchu komórki. Wrastające cząstki opadowe początkowe poruszają się w prądzie wstępującym. Następnie opad wraz z prądem opadającym opuszcza chmurę w przednim jej obszarze [1]. W takiej sytuacji powstający prąd zstępujący z opadem nie oddziałuje z prądem wstępującym. Nie tłumi go. Tego typu cyrkulacja konwekcyjna powoduje, że komórka konwekcyjna staje się bardziej długotrwała. Kiedy chmura “skonsumuje” całą energię z konwekcji ulega gwałtownemu rozpadowi [1].

Powyżej analizowaliśmy stadia rozwojowe burzy, tak zwanej zwykłej pojedynczej komórki. Czasami burze tworzą bardziej złożoną strukturę. Prądy opadającego chodnego powietrza mogą powodować wznoszenie się powietrze, aż do poziomu LFC, co prowadzi do powstania, w sąsiedztwie starej komórki, nowej komórki [11]. Tworzą się wówczas struktury złożone z dwóch do czterech komórek [13]. Taką strukturę nazywamy burzą wielokomórkową. W takiej strukturze poszczególne komórki mogą znajdować się w różnym stadium rozwoju [13]. Z czasem stare komórki zanikają, a nowe tworzą się w okresie co 5-10 minut, a czas ich życia oscyluje w przedziale 20-30 minut [13]. Jak wskazują badania naukowe, nowe komórki tworzą się po prawej stronie (względem kierunku ruchu) złożonej struktury [13] lub inaczej ogniska burzowego [1]. Wraz ze starzeniem się komórek i tworzenia nowych, po prawej stronie, stare chmury będące początkowo po prawej stronie przechodzą na lewą stronę względem kierunku ruchu [1]. Przy burzach wielokomórkowych należy się spodziewać, intensywnych opadów, uskoków wiatru, opadu gradu [1]. Rozmiary struktury wielokomórkowej są znaczne i mogą przekraczać 150 km w średnicy. Czas życia takie złożonego układu wydłuża się nawet do 6 godzin [1]. Burze tego typu są intensywniejsze i czas ich życie jest dłuższy niż typowej burzy jednokomórkowej. Wierzchołki chmur Cumulonimbus mogą osiągać tropopauzę, a nawet mogą ją przebijać [1].

Rys. 17. Schemat burzy wielokomórkowej. Żródło: Robert A. Houze Jr., Cloud Dynamics, 2^nd edition, International Geophysics, Vol. 104, Elsevier Inc., 2014.

Burza o strukturze superkomórkowej to rozległa komórka burzowa o średnicy 40 km, której wierzchołek osiąga nawet dolną stratosferę, do 16 km [1]. Burze tego typu charakteryzują się dużą aktywnością elektryczną, do 10-40 wyładowań na minutę, w tym do 5-12 wyładowań doziemnych na minutę [14], intensywnymi prądami wstępującymi i zstępującymi (w strefie opadów), które mogą osiągać prędkość do 50 m/s.

Pogoda związana z superkomórką to gradobicie, ulewy, silne wiatry, tornada. Czas życia takiej komórki dochodzi do 4 godzin [1].

Rys. 18. Wizualny schemat superkomórki. Źródło: Robert A. Houze Jr., Cloud Dynamics, 2^nd edition, International Geophysics, Vol. 104, Elsevier Inc., 2014.

 

Literatura 

[1] Piotr Szewczak, Meteorologia dla pilota samolotowego, Avia-Test, Poznań 2014.

[2] Maciej Ostrowski, Prognoza zjawisk konwekcyjnych i stratyfikacji atmosfery, MON, Dowództwo Wojsk Obrony Powietrznej Kraju, Warszawa, 1978.

[3] J. V. Iribarne, H.-R. Cho, Fizyka atmosfery, PWN, 1988.

[4] Marcin Schmidt, Meteorologia lotnicza, Wydawnictwo Komunikacji i Łączności, Warszawa, 1967.

[5] Leonard Kaczanowski, Analiza i prognoza pogody dla lotnictwa, Dowództwo Wojsk Obrony Powietrznej Kraju, Warszawa, 1987.

[6] Międzynarodowy Atlas Chmur, Atlas skrócony, Światowa Organizacja Meteorologiczna, IMGW, Wydawnictwo Geologiczne, Warszawa, 1987.

[7] Storm Dunlop, Pogoda – przewodnik ilustrowany, Świat Książki, Warszawa, 2003.

[8] International Cloud Atlas, Volume I, Manual on the Observation of Clouds and other Meteors, Partly Annex I to WMO Technical Regulations, WMO – No. 407, Secretariat of World Meteorological Organization – Geneva -Switzerland, 1975.

[9] R. R. Rogers, M. K. Yau, Zarys fizyki chmur, Wydawnictwo Uniwersytetu Jagiellońskiego, 2023.

[10] R. G. Smith (editor), The Physics and Parameterization of Moist Atmospheric Convection, Springer-Science+Business Media Dordrecht, originally published by Kluwer Academic Publisher, 1997.

[11] Howard B. Bluestein, Synoptic-Dynamics Meteorology in Midlatitudes, Vol. II, Observations and Theory of Weather Systems, Oxford University Press, 1993.

[12] Mike Wickson, Meteorologia – szkolenie samolotowe EASA, Pileus, 2017.

[13] W. R. Cotton, G. H. Bryan, S. C. van den Heever, Storm and Cloud Dynamics, 2^nd edition, Elsevier Inc., 2011.

[14] Robert A. Houze Jr., Cloud Dynamics, 2^nd edition, International Geophysics, Vol. 104, Elsevier Inc., 2014.

[15] H. R. Pruppacher, J. D. Klett, Microphysics of Clouds and Precipitation, 2^nd edition, Kluwer Academic Press, 1997.

[16] https://cloudatlas.wmo.int/en/search-image-gallery.html – elektroniczna wersja Międzynarodowego Atlasu Chmur, WMO, 2017.

 

 

 

---

Udostępnij