O powstawaniu chmur Cumulonimbus
“Wznoszenie, niestabilność i wilgotność – jeśli zabraknie któregoś z tych składników, głęboka i wilgotna konwekcja po prostu nie wystąpi.”
Charles A. Doswell III
Określane jako najwyższe chmury na ziemi. Nie ze względu na wysokość, na jakiej się znajdują, w końcu daleko im do mezosferycznych obłoków srebrzystych, jednak ze względu na swoją pionową rozbudowę. Drzemie w nich energia nawet 10 bomb atomowych zrzuconych na Hiroszimę. [4] Chmury Cumulonimbus, określane potocznie “burzowymi” są w stanie rozbudować się do kilkunastu kilometrów wysokości, w skrajnych warunkach sięgając aż do dolnej stratosfery [5]. Odpowiadają za większość niebezpiecznych zjawisk pogodowych obserwowanych na ziemi, jak; niszczący wiatr, powodzie błyskawiczne, opady dużego gradu, czy trąby powietrzne. W chmurach burzowych generowane jest pole elektryczne, co skutkuje pojawianiem się gigantycznych iskier, znanych nam jako wyładowania atmosferyczne. Jakie procesy muszą zajść, aby z małego, skłębionego “baranka”, rozwinęła się tak masywna chmura kłębiasto-deszczowa? Jaki wpływ na ich rozwój ma gęstość powietrza? Czy rzeczywiście burze są wynikiem zderzania się mas powietrza o różnej temperaturze? Na te i wiele innych pytań postaram się odpowiedzieć w poniższym opracowaniu. Celem tego tekstu jest zrozumienie fizyki chmur burzowych przez laików i przedstawienie Wam wiedzy, którą udało mi się do tej pory zdobyć, w dość przystępny sposób. Jeśli interesują Was zjawiska burzowe, myśleliście kiedyś o gonieniu za nimi, lub chcielibyście nauczyć się je samodzielnie prognozować, niech ten tekst posłuży Wam jako podstawa do zrozumienia tego, co dzieje się wówczas, gdy nasza ziemska atmosfera staje się niestabilna.
Atmosfera i troposfera
Aby zrozumieć poszczególne procesy, musimy zacząć od absolutnych podstaw. Na początek przypomnijmy sobie co otacza naszą Ziemię. Jest to nic innego jak atmosfera, czyli ziemska powłoka gazowa. Granica atmosfery ziemskiej przebiega umownie na wysokości ok. 1500 km [2]. Atmosfera składa się z warstw, które różnią się od siebie m.in. pionowym przebiegiem temperatury. Nas, jako osoby chcące dowiedzieć się jak powstają burze interesuje ta warstwa atmosfery, która leży najbliżej ziemi. Jest ona nazywaną troposferą i to w niej występują obserwowane na co dzień chmury i dzieją się wszelkie zjawiska pogodowe. Wysokość troposfery jest silnie uzależniona od temperatury i w zależności od szerokości geograficznej, sięga średnio do 18 km nad równikiem, 9 km w umiarkowanych szerokościach geograficznych oraz 6 km wysokości nad biegunami. [11] W okresie letnim, gdy temperatury są wyższe, troposfera będzie sięgać wyżej niż zimą.
Skoro masz już przed oczami ogólny zarys całej atmosfery, skupmy się teraz na warstwie, która interesuje nas najbardziej, a mowa oczywiście o troposferze. Charakteryzuje się ona spadkiem ciśnienia atmosferycznego oraz temperatury powietrza wraz z wysokością. Prościej mówiąc im wyżej tym powietrze coraz bardziej się rozrzedza i zarazem robi się chłodniej. [1] Jeśli chodziłeś(aś) kiedyś po górach, nie jest to dla Ciebie zapewne żadne odkrycie, gdyż wchodząc na przykładową Śnieżkę, bliżej szczytu często trzeba dołożyć sobie kolejną warstwę ubrań. Spadek temperatury wraz z wysokością jest nierównomierny, tzn. na różnych poziomach może on przebiegać w różnym tempie. Ponadto w troposferze mogą zalegać stosunkowo cienkie warstwy inwersyjne, powodujące odwrotny przebieg temperatury, a więc jej wzrost wraz z wysokością, lub warstwy izotermiczne, w których temperatura przez pewną wysokość nie zmienia się. [6] Troposfera “kończy się” tropopauzą, czyli stałą warstwą izotermiczną, którą cechuje niezmieniająca się z wysokością temperaturą. [5] Powyżej tropopauzy leży natomiast stratosfera, gdzie możemy obserwować jej ponowny wzrost.
Jak wspomniałem, troposfera jest warstwą “pogodową”. Występują w niej obserwowane na co dzień chmury. Są one podzielone na piętra, zależne od wysokości na jakiej je obserwujemy, a także na gatunki, np. kłębiaste Cumulusy, warstwowe Stratusy, czy pierzaste Cirrusy. Jak widzisz, jedyną chmurą, która przechodzi przez wszystkie piętra jednocześnie jest kłębiasto-deszczowy Cumulonimbus (Cb). Tzw. “Cebek” to ewolucja chmury Cumulus, która przy odpowiednich warunkach jest w stanie potężnie rozrosnąć się w pionie i ewoluować do miana chmury burzowej. Zgadza się, Cumulonimbus jest też jedyną chmurą która generuje wyładowania, stąd potoczne określenie “burzowa”.
Ze względu na wyraźny spadek temperatury w troposferze, chmurę Cumulonimbus cechuje znaczne pionowe zróżnicowanie temperatur. Dlatego, o ile dolna i skłębiona część składa się z wody, górna DOPISAĆ.
Jak mawiał Charles A. Doswell...
Jeśli śledzicie prognozy burzowe, zapewne nie raz spotkaliście się z pojęciem konwekcji. Nic dziwnego, w końcu dokładnie te zjawisko jest odpowiedzialne za powstawanie chmur burzowych. Konwekcja sama w sobie jest związana z przekazywaniem ciepła. W meteorologii mówimy o niej w kontekście pionowych, wznoszących się prądów powietrza. Prądy konwekcyjne przenoszą ciepło z przyziemnych do wyższych warstw troposfery, powodując obniżanie temperatury powierzchni oraz ogrzewanie troposfery [5]. W wyniku konwekcji może dojść do rozwoju chmur kłębiastych Cumulus, jak i kłębiasto-deszczowych Cumulonimbus. Zarówno niegroźne Cumulusy, jak i burzowe Cumulonimbusy określane są mianem chmur konwekcyjnych, co wynika oczywiście z procesu w jakim powstają. Jeśli powietrze w troposferze ma tendencję do wznoszenia się, a więc rozwijają się w niej prądy konwekcyjne (pionowe, wznoszące prądy powietrza), nie oznacza to jeszcze, że burza powstanie, a wynikiem działania tych prądów mogą być równie dobrze tylko chmury Cumulus, czyli kłębiaste, niegroźne “baranki”.
Aby kłębiasty niegroźny baranek zwany Cumulusem mógł rozrosnąć się w pionie i ewoluować do miana groźnego Cumulonimbusa, w troposferze muszą zaistnieć warunki, które umożliwią wznoszenie się powietrza aż do jej górnych partii. Jest więc niezbędny szczególny typ konwekcji, określanej jako głęboka i wilgotna (ang. deep moist convection). Jak mawiał amerykański meteorolog i badacz burz Charles A. Doswell, kluczowa do zaistnienia tej formy konwekcji jest obecność trzech czynników, a mianowicie wznoszenia, niestabilności atmosfery oraz wilgoci (ang. lift, instability and moisture). [10] Zapewne to, co teraz czytasz brzmi dla Ciebie jeszcze dość skomplikowanie, jednak gwarantuje, że dalsza część tego opracowania wszystko Ci wyjaśni i razem przebrniemy przez cały proces powstawania chmury Cumulonimbus krok po kroku. W dalszej części dowiesz się jaką role w powstawaniu burz, a więc w rozwoju głębokiej i wilgotnej konwekcji pełnią czynniki wymienione przez Doswella.
Dlaczego powietrze się wznosi?
Czy rzucałeś(aś) kiedyś kamieniem do wody? Zapewne nie raz. I zapewne bez wątpienia każdy z tych kamieni szybko zatonął. A co jeśli wrzucilibyśmy do wody nadmuchaną piłkę plażową? Ta unosiłaby się na powierzchni. Dlaczego tak się dzieje? Otóż przedmioty o gęstości większej niż gęstość wody zatoną, gdyż siła ciężkości przeważy nad siłą wyporu. Przedmioty mniej gęste niż woda, jak piłka wypełniona powietrzem, będą unosić się na powierzchni, a siła wyporu będzie większa. [13] Podobny proces związany z gęstością obserwujemy w powietrzu, a meteorolodzy do wyjaśnienia tego dość powszechnie korzystają z przykładu lecącego balonu. [2]
Czasza balonu jest wypełniona ciepłym powietrzem, podgrzewanym za pomocą palnika umieszczonego poniżej niej. W wyniku wzrostu temperatury powietrza wewnątrz czaszy, maleje jego gęstość, a co za tym idzie – staje się ono lżejsze niż powietrze w otoczeniu balonu. Siła wyporu powoduje, że balon zaczyna się wznosić. Czy można zatem doprowadzić do tego, by jakaś porcja powietrza stała się cieplejsza niż sąsiednia i zarazem mogła się wznieść jak podgrzany od środka balon?
Owszem, można. Zerknij na powyższą grafikę. Przedstawia ona typowy letni i bezchmurny dzień. Słońce silnie ogrzewa powierzchnię, której pokrycie i ukształtowanie jest zróżnicowane. W jednym miejscu powierzchnia nagrzeje się bardziej, a w innym mniej. W efekcie powstaną poziome zróżnicowania temperatury przy powierzchni. W końcu powietrze nad galerią handlową z wielkim betonowym parkingiem nagrzeje się bardziej niż nad dużym zbiornikiem wodnym. Jeśli jakaś objętość powietrza stanie się cieplejsza niż otaczające je (na tym samym poziomie), ta zacznie się wznosić w wyniku mniejszej gęstości.
Dlaczego się tak dzieje? Otóż cząsteczki powietrza w wyniku podgrzewania zyskają więcej energii i zaczną przyspieszać. Zwiększą się zatem odległości między nimi co spowoduje, że powietrze powiększy swoją objętość (rozpręży się), a w efekcie zmaleje jego gęstość (cząstki rozsuną się – nie będą już tak skupione w jednym miejscu). W ten sposób podgrzana bańka powietrza stanie się wyporna i zacznie się wznosić pod naporem chłodniejszego i gęstszego powietrza z dołu. Spróbuj zanurzyć w wodzie nadmuchaną piłkę plażową, a następnie ją puść. Ta wystrzeli w górę, podobnie jak nasza rozgrzana bańka powietrza, co obrazuje powyższa grafika.
Skoro wiesz już co może zainicjować wznoszenie, pytanie co będzie się działo dalej z naszą wznoszącą się bańką powietrza, która początkowo zyskała wyższą temperaturę niż otoczenie? Wraz ze wznoszeniem będzie się ona stopniowo ochładzać, podobnie jak ochładza się troposfera, bo w końcu im wyżej, tym robi się chłodniej. Istotą jest, aby pozostawała cały czas cieplejsza od otaczającego ją powietrza (na tym samym poziomie), co będzie pozwalać jej się dalej wznosić. Spójrz proszę niżej. Jak widzisz nasza bańka wzniosła się na wysokość 750 m, gdzie panuje ciśnienie 925 hPa. Tam też schłodziła się już do 17 stopni, lecz wciąż pozostała cieplejsza niż otoczenie na tym samym poziomie. Tymczasem na wysokości ok. 1500 metrów, przy ciśnieniu 850 hPa wyrównała temperaturę z temperaturą otoczenia, a wznoszenie ustało.
Czy w powyższej sytuacji mogła by rozwinąć się burza? Zdecydowanie nie. Jak pamiętasz z początku artykułu, Cumulonimbus sięga górnej troposfery. Zatem w troposferze muszą istnieć szczególne warunki, które sprawią, że wznosząca się bańka powietrza będzie pozostawać cieplejsza od otoczenia przez kilka, a nawet kilkanaście kilometrów wysokości, nieustannie dostarczając ciepło i wilgoć do pionowej rozbudowy chmury. W powyższym przypadku, gdzie wznoszenie ustaje zaledwie na 1500 metrach, mogłyby powstać co najwyżej chmury Cumulus (jeśli tylko powietrze byłoby odpowiednio wilgotne).
Jakie to szczególne warunki muszą panować, aby powietrze mogło wznieść się tak wysoko, dowiesz się później. Tymczasem zagłębmy się jeszcze w temat wznoszenia i odpowiedzmy sobie na pytanie – dlaczego wznoszące się powietrze ulega ochładzaniu wraz z wysokością? Może Cię zdziwię, ale nie dlatego, że wyżej jest chłodniej. Wznoszące się powietrze owszem, ochładza się, ale już bez wymiany ciepła z otoczeniem i jest to tzw. ochładzanie adiabatyczne. Spadek temperatury jest następstwem malejącego z wysokością ciśnienia. Jeśli nasza bańka uniesie się i trafi w warstwy o coraz niższym ciśnieniu, a więc coraz bardziej rozrzedzonym powietrzu, zacznie się rozszerzać (rozprężać), co pociągnie za sobą spadek jej temperatury. Zobrazujmy to sobie w celu lepszego zrozumienia.
Początkowo zostało dostarczone ciepło, bańka ogrzała się od gruntu, co spowodowało wzrost energii kinetycznej cząsteczek powietrza, które zaczęły poruszać się szybciej, zwiększyły się odległości między nimi a w efekcie powietrze rozprężyło się i stało mniej gęste (lżejsze) niż powietrze w otoczeniu. W wyniku mniejszej gęstości zaczęło się unosić. Wznosząc się, trafiło w warstwy o coraz niższym ciśnieniu, gdzie cząsteczki powietrza są mniej “ściśnięte” (powietrze rzadsze) co spowodowało, że bańka kontynuowała rozprężanie. Jednakże cząsteczki w unoszącym się powietrzu musiały wykonać pracę aby rozszerzyć objętość gazu, przez co utraciły część swojej energii, spowolniły a to poskutkowało spadkiem temperatury. Dopóki bańka pozostawała cieplejsza niż otoczenie, mogła się swobodnie wznosić. Wniosek? Temperatura unoszącego się powietrza musi spadać wolniej niż spada temperatura otoczenia. Jeśli otoczenie wciąż będzie chłodniejsze, bańka będzie mogła się dalej wznosić.
Powyższy przykład już znasz, jest on tylko inaczej zobrazowany. Czerwona krzywa przedstawia przebieg temperatury otoczenia wraz z wysokością w troposferze. Pomarańczowa to nasza unosząca się cząstka. Jak widzisz, początkowo zyskała wyższą temperaturę niż otoczenie i wznosiła się dopóki pozostawała cieplejsza. Na wysokości 1500 metrów przy ciśnieniu ok. 850 hPa nastąpiło wyrównanie temperatur i ustanie wznoszenia. Efekt? Co najwyżej chmury kłębiaste Cumulus.
Zapalnik do rozwoju burz, czyli inicjacja wznoszenia
Wiesz już dlaczego powietrze się samoczynnie wznosi i że wynika to z różnic w gęstości (temperaturze). Wiesz też, że poziome zróżnicowania temperatur przy ziemi mogą taką różnicę wywołać i zainicjować wznoszenie. Jednakże, burze potrzebują zwykle dodatkowego mechanizmu, który wystrzeli powietrze w górę, a samo nagrzewanie się powierzchni wskutek dziennej operacji Słońca jest często niewystarczające – choć równie istotne. W rzeczywistości powietrze staje się cieplejsze od otoczenia często dopiero wtedy, gdy zostanie uniesione na pewną wysokość nad ziemią i dopiero od tego momentu wznosi już samoczynnie. Musi więc zaistnieć pewien mechanizm (zapalnik), który wystartuje naszą cząstkę powietrza. Co zatem mogłoby się do tego przyczynić?
Może być to np. wznoszenie orograficzne, czyli przepływ powietrza nad górami, czy innymi wyraźniejszymi wzniesieniami. Wiatr wiejący prostopadle do zbocza górskiego musi pokonać przeszkodę terenową, co wymusza jego ruch po zboczu dowietrznym i może zainicjować konwekcję. Efekt ten jest co prawda najlepiej widoczny w górach, gdzie z resztą burz jest najwięcej. Mimo wszystko, wysoko wyniesione Kaszuby na północy kraju mogą niekiedy wspomagać wznoszenie powietrza, a więc rozwój chmur burzowych.
Mechanizmem, który bardzo często inicjuje wznoszenie powietrza jest tzw. konwergencja czyli zbieżność wiatru w dolnej troposferze. Zbieżność może występować bardzo lokalnie, a niekiedy mieć charakter linii, np. przed nadciągającym chłodnym frontem atmosferycznym. Strefy zbieżności to miejsca, gdzie zbiega się wiatr z różnych kierunków. W wyniku zderzeń wektorów, energia musi się gdzieś uwolnić, co wymusza ruch powietrza w górę. W znacznej ilości przypadków rozwój burz jest inicjowany właśnie przed zbieżność, zwykle przedfrontową w formie liniowej. Istotą jest, aby występowała ona w dolnej troposferze, gdyż zbieganie się wiatru wyżej, wpływa negatywnie na rozwój burz.
Znając podstawy geografii, zapewne wiesz czy są fronty atmosferyczne. To oczywiście linie oddzielające zróżnicowane masy powietrza, na których dochodzi do rozwoju chmur i opadów. Zapoczątkować rozwój głębokiej i wilgotnej konwekcji może zwłaszcza front chłodny, na którym chłodniejsze powietrze wsuwa się klinem pod cieplejsze sprzed frontu i wypycha je w górę. To kolejny z niezwykle istotnych mechanizmów, który może wystrzelić naszą bańkę w górę.
Dlaczego tak istotna jest obecność mechanizmów, które wymuszają wznoszenie się powietrza w dolnej części troposfery? Wyjaśnijmy to sobie w formie diagramu, lecz pamiętaj, że to tylko przykład, a warunki w troposferze zmieniają się nieustannie.
Jak widzisz, jakaś objętość powietrza przy ziemi silnie się nagrzała (pomarańczowa krzywa) i stała się cieplejsza niż otoczenie (czerwona krzywa). Rozpoczęło się zatem jej wznoszenie. Temperatura otoczenia spada wraz z wysokością w podobnym tempie, co temperatura unoszącej się cząstki. Jednakże, na wysokości ok. 500-600 metrów zalega warstwa inwersyjna, a więc następuje wzrost temperatury otoczenia wraz z wysokością. W efekcie, wciąż ochładzająca się i unoszona cząstka staje się chłodniejsza (wysokość ok. 600 metrów, gdzie krzywe przecinają się). Ta wznosi się jednak dalej i na wysokości ok. 1150 metrów ponownie zyskuje temperaturę wyższą niż temperatura otoczenia. Dlaczego wzniosła się do tego poziomu, pomimo, że stała się chłodniejsza? Otóż zadziałał mechanizm wymuszający ruch w górę, w tym wypadku w postaci zbieżności wiatru. Co się dzieje dalej od wysokości 1150 metrów? Dalej cząstka wznosi się samoczynnie, bez udziału mechanizmów wspomagających i wynika to wyłącznie z różnic temperatury. Poziom od którego następuje samoczynne wznoszenie to poziom swobodnej konwekcji (ang. LFC – level of free convection). Gdyby w tym wypadku nie zadziałał mechanizm wznoszący, powietrze przestało by się wznosić na wysokości kilkuset metrów i burze nie miałyby najmniejszych szans na powstanie.
Na koniec zwróć uwagę na jedną rzecz. Powietrze, które wystartowało z ziemi (krzywa pomarańczowa) ochładza się wraz z wysokością dość szybko. Przy powierzchni cechuje je temperatura na poziomie 27 stopni, natomiast 500 metrów wyżej zaledwie 22. Jednakże jakieś 700 metrów nad gruntem następuje załamanie i spadek nieco spowalnia (czarne kółko). Dzięki temu krzywe znów mogą się przeciąć i może nastąpić dalsze samoczynne wznoszenie (bez udziału zbieżności). Gdyby jednak szybkie tempo spadku się utrzymało, co symuluje niebieska linia, wznoszenie szybko by ustało. Z czego wynika te niezwykle istotne załamanie? Dowiesz się, gdy zrozumiesz jaka jest rola wilgotności.
Zrozumieć wilgotność
Zanim przejdziemy do tego, jaka jest rola wilgotności w powstaniu burzy, omówmy pewne prawidłowości. Po pierwsze musisz wiedzieć, że w powietrzu zawsze znajduje się jakaś określona ilość pary wodnej. To, ile pary będzie mogło się w nim zmieścić, silnie zależy od jego temperatury. W powietrzu ciepłym zmieści się jej więcej, niż w powietrzu chłodnym. Rzeczywista, tzw. bezwzględna ilość pary jest wyrażana w gramach na metr sześcienny. Przykładowo w metrze sześciennym powietrza o temperaturze 25 stopni Celsjusza zmieszczą się ok. 23 gramy pary wodnej, a w powietrzu o temperaturze 15 stopni, już tylko niecałe 13 gram. Pamiętaj, mowa o maksymalnej ilości pary, jaka może się zmieścić w metrze sześciennym przy danej temperaturze. Jej realna zawartość może być różna.
Dla nas, jako osób chcących zrozumieć jak powstają burze, bardziej istotna będzie jednak względna ilość pary wodnej. Wartość ta jest wyrażana w procentach. Załóżmy, że w powietrzu o temperaturze 25 stopni znajduje się maksymalna dla tej temperatury zawartość pary, czyli 23 gramy. Wilgotność względna wynosi zatem 100%. A co jeśli obniżylibyśmy bezwzględną ilość pary o połowę? Wówczas byłoby jej 11,5 grama, a wilgotność względna wyniosła 50%.
Dobrze, skoro rozumiesz już pewne podstawy, to teraz spróbujmy przywrócić naszej bańce wilgotność względną na poziomie 100%. Pytanie tylko jak tego fizycznie dokonamy? Można to zrobić np. poprzez parowanie. Jeśli umieścimy bańkę nad jakimś dużym zbiornikiem wodnym, w wyniku parowania stopniowo wzrastać będzie bezwzględna ilość pary w powietrzu, wreszcie te w pełni się nasyci, a parowanie ustanie.
W powyższym przypadku nie zmieniliśmy temperatury powietrza. Dolaliśmy po prostu paliwa do baku. Czy jest jednak jakiś inny sposób, by zwiększyć wilgotność względną? Oczywiście i można to zrobić bez dodatkowej dawki pary wodnej. Jak już wiesz, im powietrze chłodniejsze, tym mniej zmieści w sobie mniej pary [g/m3]. Dlaczego zatem nie spróbować by go ochłodzić? Zerknij proszę niżej.
Jak widzisz, w bańce o temperaturze 25 stopni znajduje się 11,5 grama pary wodnej, czyli dokładnie tyle co wcześniej. Przy tej temperaturze, mogłoby się jej zmieścić jeszcze raz tyle, stąd wilgotność względna wynosi 50%. Powietrze o temperaturze 17 stopni pomieści już tylko 14,5 grama pary na metr sześcienny, stąd po ochłodzeniu naszej bańki do tej wartości, 11,5 grama pary, które wcześniej wypełniało powietrze w 50%, teraz wypełnia je już w 80%. Jeśli jeszcze trochę ochłodzimy powietrze, to po spadku temperatury do 13,3 stopnia wilgotność względna osiągnie 100%.
Co by się zatem stało, jeśli w dalszym ciągu ochładzalibyśmy powietrze o bezwzględnej zawartości pary wodnej 11,5 grama na metr sześcienny?
Wówczas nadmiar pary, który przestałby mieścić się w powietrzu, zacząłby się z niego uwalniać. W ten sposób nastąpiłoby przejście wody ze stanu gazowego do stanu ciekłego. Para wodna zaczęłaby się skraplać, a więc rozpocząłby się proces kondensacji i powstały pierwsze kropelki chmury. Temperatura w której dochodzi pełnego nasycenia parą i od której rozpoczyna się kondensacja to tzw. punkt rosy lub temperatura punktu rosy.
Teraz zmodyfikujmy nieco początkowe parametry naszego powietrza i dorzućmy wilgoci do naszej bańki. Niech nadal cechuje ją temperatura na poziomie 25 stopni, ale większa zawartość pary Jej bezwzględna ilość to teraz nie 11,5, a aż 18,4 grama co daje wilgotność względną 80%. Zobrazujmy poniżej co się wydarzy podczas ochładzania.
Widzisz pewną prawidłowość? Powietrze o temperaturze 25 stopni i wilgotności względnej na poziomie 50% musieliśmy ochłodzić do blisko 13 stopni, żeby nastąpiła kondensacja. W przypadku gdy jego wilgotność wynosi aż 80%, wystarczy schłodzić je jedynie do wartości bliskiej 21 stopni i już para wodna przestanie się mieścić. Także im wyższa jest temperatura punktu rosy, tym mamy do czynienia z bardziej wilgotnym powietrzem i kondensacja nastąpi szybciej. Wartości temperatury mogą się nieco różnić w zależności od kalkulatora wilgotności, co wynika z różnych zmiennych, ale nie wnikajmy w szczegóły, masz tylko rozumieć podstawowe prawa rządzące atmosferą. Skoro wiesz już, że wilgotność względną można zwiększyć bez zmiany temperatury, poprzez zwiększenie bezwzględnej ilości pary [g/m3], jak i poprzez ochłodzenie powietrza, nie zmieniając bezwzględnej ilości pary, możemy śmiało przejść do następnej części.
Rola wilgotności we wznoszeniu powietrza
W tej części chciałbym wyjaśnić Ci pojęcie gradientu sucho i wilgotnoadiabatycznego. Choć brzmi to bardzo naukowo, bez obaw – wyjaśnię to najprościej jak potrafię. Jak już wiesz, powietrze które zostanie uniesione, w wyniku trafiania w warstwy o coraz niższym ciśnieniu będzie się rozprężać i ochładzać adiabatycznie. Jeśli wznoszenie będzie trwać dostatecznie długo, wreszcie bańka powietrza osiągnie punkt rosy, a dalsze ochładzanie będzie skutkować kondensacją (uwalnianiem się pary wodnej z powietrza w postaci kropelek wody). Dopóki kondensacja nie następuje, tempo ochładzania się powietrza wynosi ok. 9,8 stopnia na kilometr wysokości. Jeśli przykładowo uniesiemy z ziemi powietrze o temperaturze 25 stopni Celsjusza, na wysokości 1000 metrów jego temperatura wyniesie ok. 15,2 stopnia. Owe tempo ochładzania się powietrza suchego to właśnie gradient suchoadiabatyczny.
Sytuacja ulega zmianie w momencie osiągnięcia punktu rosy i dalszego ochładzania. W wyniku skraplania się pary wodnej, zaczynają uwalniać się ogromne ilości ciepła utajonego (pobranego z dolnych, cieplejszych warstw), które jest istnym paliwem do rozwoju burz. Skutkuje to znacznym spowolnieniem spadku temperatury wznoszącego się powietrza. Wówczas przebiega już ono zgodnie z gradientem wilgotnoadiabatycznym, jednak wartość ta jest różna i silnie zależy od temperatury oraz ciśnienia. Przyjmuje się, że wynosi on średnio 5-6 stopni na kilometr wysokości.
Jak widzisz na powyższym przykładzie, na wysokości 1000 metrów doszło do kondensacji (poziom kondensacji – ang. lifting condensation level LCL), a spadek temperatury unoszącej się cząstki powietrza spowolnił. To właśnie omawiane już przy okazji wznoszenia się powietrza załamanie krzywej – wysokość od której następuje kondensacja. Jak wspomniałem wartość gradientu wilgotnoadiabatycznego jest różna i zależy od temperatury oraz ciśnienia. Im temperatura niższa, tym krzywa ponownie staje się coraz bardziej pochylona w lewo i stopniowo zbliża do wartości gradientu suchoadiabatycznego. Niższa temperatura to mniej pary wodnej, a więc mniej potencjalnego paliwa i ochładzanie szybsze.
Wysokość na jakiej znajdzie się poziom kondensacji, zależy od wilgotności względnej unoszonego powietrza. W końcu im bardziej wilgotne powietrze, tym wyższa temperatura punktu rosy, a więc mniej trzeba je ochłodzić, aby para wodna zaczęła się z niego uwalniać. Przeanalizujmy to zatem na przykładach, które znasz już z działu “zrozumieć wilgotność”.
Cząstka powietrza tworząca burze może wystartować z różnej wysokości. Zakładamy, że dziś startuje tuż znad powierzchni. Unosimy powietrze o temperaturze 25 stopni Celsjusza i 50% wilgotności względnej. Jak wspominałem przy okazji omawiania wilgotności, powietrze o tych parametrach należy ochłodzić do ok. 13,3 stopnia, aby zostało w pełni nasycone parą wodną. Temperatura wznoszącego się powietrza spada zatem suchoadiabatycznie z tempem ok. 9,8 stopnia na kilometr. Wartość 13,3 osiąga na wysokości bliskiej 1200 metrów i mniej więcej od tej wysokości (przy dalszym ochładzaniu) para wodna teoretycznie powinna zacząć się skraplać. Dlaczego tylko teoretycznie?
Trzeba wziąć pod uwagę jeszcze jeden czynnik, o którym nie wspomnieliśmy. Wraz ze zmniejszającym się ciśnieniem zmniejszaniu będzie ulegać także temperatura punktu rosy, średnio z tempem 2 stopni na kilometr wysokości. Będzie ona zatem niższa niż przy ziemi, stąd powietrze będzie trzeba ochłodzić nieco bardziej. Poziom kondensacji znajdzie się w tym przypadku na poziomie +/- 1500 metrów. Przejdźmy teraz do drugiego przykładu i unieśmy powietrze o tej samej temperaturze, ale znacznie bardziej wilgotne.
Jak widzisz unosimy powietrze o wilgotności względnej na poziomie 80%. Bezwzględna ilość pary wodnej [g/m3] jest zatem znacznie większa. Poziom kondensacji, po uwzględnieniu spadku temperatury punktu rosy wraz z wysokością wynosi niecałe 500 metrów. Podstawa chmury buduje się więc znacznie niżej niż we wcześniejszym przypadku, a spadek temperatury wraz z wysokością spowalnia wyraźnie wcześniej.
Który z dwóch przypadków jest korzystniejszy dla rozwoju zjawisk burzowych? Bez wątpienia drugi. Skoro tempo spadku temperatury unoszącej się cząstki spowolni już na niecałych 500 metrach, to jest większa szansa, że stanie się ona cieplejsza od temperatury otoczenia i będzie mogła się wznosić samoczynnie szybciej. Po drugie w omawianym przypadku unosimy nie 11,5 a aż 18,4 grama pary wodnej w m3. Jest to większy zasób paliwa do rozwoju chmur burzowych i ich silniejszej pionowej rozbudowy. Z tego powodu najpotężniejsze Cumulonimbusy obserwujemy latem, gdy jest ciepło i w powietrzu mieści się więcej wilgoci. A skoro jesteśmy przy pionowej rozbudowie – jak widzisz na powyższych grafikach, nasz Cumulus dość mocno pnie się w górę. Wygląda na to, że atmosfera jest niestabilna. Omówmy zatem ostatni czynnik wspomniany przez Doswella.
Niestabilność
Powyżej omówiliśmy to, jak zmienia się temperatura powietrza, które unosi się i ochładza w wyniku malejącego ciśnienia, tj. adiabatycznie. Ten wznoszący się prąd powietrza, będzie transportował ciepło i wilgoć do wyższych warstw troposfery, będąc paliwem do rozbudowy chmury burzowej. Tempo spadku temperatury wznoszącego się powietrza jest w miarę jasno określone. Powietrze suche ochładza się o 9,8 stopnia na kilometr wysokości, natomiast powietrze wilgotne, w którym zachodzi już kondensacja ochładza się wolniej. O ile początkowy ruch powietrza w górę może być wymuszony przez jakiś proces w dolnej troposferze, np. przepływ nad górami, zbieżność, czy też front atmosferyczny, wyżej mechanizmy te przestaną działać, a powietrze w prądzie wstępującym musi stać się cieplejsze niż otoczenie, żeby zaistniało już tzw. wznoszenie samoczynne – wynikające wyłącznie z różnic temperatur. Niezwykle istotny jest zatem odpowiedni pionowy przebieg temperatury otoczenia, który do tej pory celowo pomijaliśmy. To właśnie on determinuje stany równowagi atmosfery i określa, czy jest ona stabilna czy też nie. W zależności od warunków w troposferze, każdego dnia może on przebiegać absolutnie różnie.
Spójrz proszę wyżej. Czerwona krzywa przedstawia temperaturę otoczenia, a pomarańczowa temperaturę wznoszącej się bańki powietrza, w której nie następuje jeszcze kondensacja (powietrze suche). Nasza bańka ochładza się zatem zgodnie z gradientem suchoadiabatycznym, ok. 9,8 stopnia na kilometr wysokości. Tymczasem rzeczywisty gradient temperatury wynosi więcej niż gradient suchoadiabatyczny, gdyż temperatura otoczenia spada aż o 10,5 stopnia na kilometr. Jeśli taka sytuacja realnie by wystąpiła, mówilibyśmy o równowadze chwiejnej. Taki stan atmosfery umożliwia wznoszenie się zarówno powietrza suchego, jak i tym bardziej wilgotnego, które ochładza się z wysokością jeszcze wolniej niż suche. W rzeczywistości ciężko o warunki, w których rzeczywisty gradient temperatury byłby aż tak stromy i przewyższył gradient suchoadiabatyczny, choć jest to możliwe.
Rozważmy drugi przypadek. Rzeczywisty gradient temperatury wynosi 7 stopni na kilometr. Jak widzisz temperatura otoczenia spadła z 20 stopni na 500 metrach do 13 stopni na 1500 metrach. Jeśli w tych warunkach wznosiłoby się powietrze suche, szybko stałoby się chłodniejsze niż otoczenie (zyskało większą gęstość), a dalsze wznoszenie zostałoby stłumione. Zatem dla powietrza suchego równowaga jest stała. Jeśli natomiast doszłoby do kondensacji pary wodnej, spadek temperatury unoszącego się powietrza byłby wolniejszy i wówczas temperatura otoczenia spadałaby szybciej. W związku z tym, powietrzne wilgotne mogłoby się swobodnie wznosić, pozostając cieplejsze niż otoczenie. Taki stan nazywamy równowagą chwiejną warunkową, a owym warunkiem jest kondensacja i wydzielanie się ciepła utajonego.
Ostatni przypadek to stan równowagi stałej.
Jeśli atmosfera jest niestabilna, mogą się w niej rozwijać pionowe prądy powietrza. Oznacza to, że powietrze wyniesione na pewną wysokość np. wskutek działania zbieżności stanie się cieplejsze od otoczenia i będzie wykazywać tendencję do dalszego wznoszenia się – już samoczynnie w wyniku różnicy temperatur. Naoczną oznaką niestabilności jest pionowa rozbudowa chmur kłębiastych, które pną się w górę tworząc skłębione wieżyczki.
Chmura Cumulus, której pionowa rozciągłość staje się większa niż pozioma nosi nazwę Cumulus congestus. Wskazuje to, że w niedługim czasie może dojść do rozwoju burzy. Jeśli tylko powietrze będzie mogło wznieść się na tyle wysoko, by Congestus przekształcił się w kłębiasto-deszczowego Cumulonimbusa. Gdyby powietrze przestałoby się wznosić zbyt szybko lub w środkowej troposferze zalegałyby np. warstwy bardzo suchego i ciepłego powietrza, chmura burzowa mogłaby nie powstać.
Oznaką niestabilności mogą być też chmury piętra średniego Altocumulus castellanus. Wyglądają jak niewielkie skłębione wieżyczki i pojawiają czasem, zwykle w godzinach porannych, gdy przyziemna warstwa powietrza jest wychłodzona, a cieplejsze i chwiejne powietrze zalega powyżej niej. O ile same nie przekształcą się w burze, mogą być zapowiedzią burzowego dnia.
Wiesz już dlaczego powietrze się wznosi, jak zmienia się temperatura powietrza suchego i wilgotnego, które podczas unoszenia ochładza się adiabatycznie oraz jaką niezwykle ważną rolę pełni wilgotność. Ostatnim elementem jest pionowy przebieg temperatury otoczenia. To właśnie on determinuje stany równowagi atmosfery i określa, czy mamy do czynienia z atmosferą stabilną czy też nie. O ile tempo spadku unoszącej się i ochładzanej adiabatycznie (pod wpływem malejącego ciśnienia) cząstki jest jasno określone, przebieg temperatury otoczenia może być absolutnie różny i zależny od warunków w troposferze. Mówiąc bardzo ogólnie, musi ona spadać odpowiednio szybko, aby unoszące się powietrze stało się cieplejsze niż otoczenie i mogło samoczynnie wznosić. Wówczas będziemy mieli do czynienia z niestabilnością.
Powyżej odwzorowałem warunki zbliżone do tych, które panowały w Łebie 16 sierpnia 2022, gdy na północy kraju w błyskawicznym tempie rozwijały się chmury burzowe. W wyniku bardzo silnego nagrzania się powierzchni wskutek dziennej operacji Słońca oraz chłodniejszego powietrza zalegającego powyżej, w dolnej troposferze obserwujemy bardzo stromy gradient temperatury. Spada ona z tempem średnio 10,5 stopnia na kilometr wysokości, a więc jeszcze szybciej niż ochładza się adiabatycznie powietrze suche (w wyniku wznoszenia). Tak wyraźne tempo spadku jest obserwowane do wysokości 1,5 km nad powierzchnią. Od tego tego momentu troposfera ochładza się już znacznie wolniej. Załóżmy, że w tych warunkach coś zainicjowało ruch powietrza w górę i zobaczmy co się wydarzy.
https://vocab.nerc.ac.uk/standard_name/atmosphere_level_of_free_convection/
W wyniku silnego ogrzewania powierzchni, przyziemna warstwa powietrza mocno się nagrzała. W efekcie w dolnym kilometrze troposfery obserwujemy bardzo stromy pionowy gradient temperatury o wartości gradientu suchoadiabatycznego. Temperatura otoczenia spada bowiem z tempem ok. 10 stopni Celsjusza na kilometr, czyli w tempie ochładzania się adiabatycznie powietrza suchego. Na wysokości 800-900 metrów zalega dość cienka warstwa inwersyjna (wzrost temperatury wraz z wysokością), jednak już powyżej niej obserwujemy dalszy spadek temperatury, choć już nieco wolniejszy – co jest absolutnie naturalne. Załóżmy, że powietrze zaczęło się wznosić w wyniku pojawienia się lokalnej zbieżności wiatrów i zobaczmy co się stanie.
Przykład już doskonale znasz. Unoszące się powietrze (pomarańczowa krzywa) ma początkowo 25 stopni i wilgotność względną na poziomie 80%. W miarę wznoszenia ochładza się suchoadiabatycznie z tempem 9,8 stopnia na kilometr. Dokładnie w tym tempie spada też temperatura otoczenia, choć podkreślam – spadek ten może być różny zależnie od warunków w troposferze. Na potrzeby przykładu uznałem, że tempo spadku temperatury otoczenia będzie takie samo jak gradient suchoadiabatyczny. Na wysokości niespełna 500 metrów dochodzi do osiągnięcia punktu rosy i rozpoczyna się kondensacja pary wodnej – powstaje podstawa chmury konwekcyjnej. W wyniku wydzielania się ciepła utajonego w procesie kondensacji, wznosząca się bańka powietrza zaczyna ochładzać się wolniej, z tempem ok. 4 stopni na kilometr. Dzięki temu staje się wyraźnie cieplejsza niż otoczenie (którego temperatura spada szybciej) i może się dalej wznosić już samoczynnie, umożliwiając pionową rozbudowę chmury kłębiastej. W tym wypadku poziom kondensacji (LCL) jest jednocześnie poziomem swobodnej konwekcji (LFC) od którego następuje swobodne wznoszenie, wynikające wyłącznie z różnic temperatur (gęstości) między wznoszącym się powietrzem a otaczającym je.
Przyznam, że powyższy przykład jest dość skrajny. Po pierwsze wilgotność względna na poziomie 80% przy tak wysokiej temperaturze jest ciężka do uzyskania, po drugie tak silne gradienty temperatury otoczenia (10 stopni na kilometr) niemal nie występują. Weźmy zatem pod lupę bardziej przyziemny przykład.
Skoro wiesz już, że burze potrzebują korzystnych warunków do wznoszenia się powietrza w całym pionowym profilu troposfery, a ponadto zapalnika, który mechanicznie zainicjuje wznoszenie się tego powietrza (wystrzeli naszą cząstkę w górę np. za pomocą zbieżności), to chciałbym abyśmy odpowiedzieli sobie na jeszcze jedno pytanie. Czy ów zapalnik jest w ogóle potrzebny? Czy powietrze nie mogłoby się po prostu stać cieplejsze od otoczenia już przy powierzchni i wznosić samoistnie aż do górnej troposfery? Owszem mogłoby. W okresie letnim, wyniku dziennego nagrzewania powierzchni, cząstki powietrza, które nagrzeją się bardziej od innych, wznoszą się w otoczeniu chłodniejszych. Wynika to ze zróżnicowanego pokrycia terenu, czy obecności miejskiej zabudowy. W końcu powietrze nad galerią handlową z wielkim betonowym parkingiem ogrzeje się szybciej i bardziej niż powietrze nad lasem. Te poziome zróżnicowania temperatur przy powierzchni ziemi dość często powodują inicjację prądów konwekcyjnych w wyniku różnic gęstości. Jednakże, o ile dzienna operacja Słońca jest niezwykle ważna i często niezbędna do rozwoju burz, proces ten bez udziału innych mechanizmów jest często niewystarczający do inicjacji głębokiej i wilgotnej konwekcji, a burze potrzebują dodatkowego, mechanicznego zapalnika pomimo bardzo korzystnych warunków w wyższych partiach troposfery. [ ZRODLO ] CO TO OZNACZA?
1. M. Wickson, Meteorologia Szkolenie samolotowe EASA wydanie 2, tłum. A. Kalinowska-Jamróz, PILEUS, 2017.
2. K. Kożuchowski i in., Meteorologia i Klimatologia, Wydawnictwo Naukowe PWN, Warszawa 2009
3. U. Kossowska-Cezak, E. Bajkiewicz-Grabowska, Podstawy Hydrometeorologii, Wydawnictwo Naukowe PWN, Warszawa 2009
4. R. Hamblyn, Wielka Księga Chmur, tłum. R. Klejnowski, Wydawnictwo RM, Warszawa 2010
5. M. Popkiewicz, A. Kardaś, S. Malinowski, Nauka o Klimacie, Wydawnictwo Sonia Draga i GAB Media, Katowice 2019
6. A. Woś, Meteorologia dla geografów, Wydawnictwo Naukowe PWN, Warszawa 1997
7. https://cmm.imgw.pl/?page_id=36427 [DoA: 30.04.2024]
8. https://lowcyburz.pl/2014/09/12/rozbudowa-pionowa-chmur-cumulonimbus/ [DoA: 15.06.2024]
9. https://lowcyburz.pl/download/1poradnik.pdf [DoA: 10.06.2024]
10. Schultz, D. M., P. N. Schumacher, and C. A. Doswell III, 2000: The intricacies of instabilities. Mon. Wea. Rev., 128, 4143-4148.[DoA: 05.06.2024]
11. https://www.noaa.gov/jetstream/atmosphere/layers-of-atmosphere [DoA: 06.06.2024]
12. https://lowcyburz.pl/2011/08/17/rodzaje-burz/ [DoA: 06.06.2024]
13. https://zpe.gov.pl/a/mniejsze-nie-zawsze-jest-lzejsze/D10BXuEgX [DoA: 17.06.2024]
14. https://zpe.gov.pl/a/przeczytaj/DfZWHkhAF [DoA: 17.06.2024]
15. http://www.cumulus.nazwa.pl/teoria/wiedza/w_gestosc.htm [DoA: 17.06.2024]