Jak prawidłowo szkwałować lub szkwałować wiatr. Znaczenie słowa shkvalny w słowniku ortograficznym
Przyczyny wiatrów i szkwałów
Głównym czynnikiem ruchu mas powietrza jest nierównomierne nagrzewanie różnych obszarów obracającej się Ziemi. Najbardziej nagrzewają się obszary o niższych szerokościach geograficznych, a obszary polarne są chłodniejsze. Strefy ogrzewania powietrza to obszary jego wznoszenia się, z przewagą niskiego ciśnienia atmosferycznego, natomiast obszary schładzania to obszary z przewagą wysokiego ciśnienia i obniżania się powietrza. Według tego uproszczonego schematu wiatry wiałyby od biegunów do równika – z obszarów o wysokim ciśnieniu z zimnym i gęstym powietrzem do obszarów o niskim ciśnieniu. Rzeczywiście, w antycyklonach - rozległych obszarach wysokiego ciśnienia - rozprzestrzenia się powietrze w pobliżu powierzchni ziemi, a w cyklonach - obszarach niskiego ciśnienia - obserwuje się zbieżność wiatrów. Jednak prawdziwy obraz jest znacznie bardziej złożony; ogólny wzór prądów powietrznych na planecie składa się ze złożonych, oddziałujących na siebie procesów.
Na wszystkie poruszające się ciała działa siła bezwładności obrotu Ziemi – siła Coriolisa. Jest skierowany prostopadle do osi Ziemi, a jego składowa pozioma (prostopadła do wiatru) ma tendencję do odchylania poruszających się ciał z ich toru: na półkuli północnej – w prawo, na półkuli południowej – w lewo. Dlatego np. na półkuli północnej szyny prawe w kolejach dwutorowych zużywają się szybciej niż lewe, a prawe brzegi rzek są bardziej strome niż lewe. Siła Coriolisa jest niewielka, ale jej działanie jest nieuniknione i stałe.
W wyniku działania dwóch sił – gradientu barycznego i Coriolisa – w wolnej atmosferze (powyżej 1-2 km) następuje ruch poziomy nie w kierunku gradientu barycznego (spadek ciśnienia), ale odbiegający od niego przy pod kątem prostym, wzdłuż izobar - linii jednakowego ciśnienia atmosferycznego. Taki wiatr nazywa się geostroficznym („równowagą”). Siłą zakłócającą tę równowagę jest tarcie prądów powietrza o powierzchnię ziemi, szczególnie znaczące na nierównym terenie. W górach dodawany jest także efekt grawitacyjnego przepływu powietrza przez wąwozy i kaniony. A w wirach objawia się efekt przyspieszenia odśrodkowego, tym bardziej znaczący, im mniejsza średnica wiru i większy kwadrat prędkości wiatru.
W powierzchniowej warstwie atmosfery, w tzw. warstwie tarcia (1-2 km), zawsze wykrywa się działanie tarcia, w związku z czym wiatry odchylają się od izobar, przecinając je tak, że tworzy się zbieżny wir spiralny cyklon (na półkuli północnej - przeciwnie do ruchu wskazówek zegara), a w antycyklonach - wir rozbieżny (zgodnie z ruchem wskazówek zegara). Ten fakt empiryczny nazywa się prawem Base-Ballo. Mówi, że jeśli spojrzysz w kierunku wiatru, najniższe ciśnienie będzie po lewej stronie i nieco do przodu. Dopiero powyżej warstwy ciernej wieje stabilny wiatr wzdłuż izobar. Jednakże i tutaj zjawisko to obserwuje się tak długo, jak gradient ciśnienia pozostaje niezmieniony, a wszystkie siły przyłożone do poruszającej się objętości powietrza są wzajemnie równoważone. Jednak ewolucja pola ciśnienia (wzrost lub spadek ciśnienia ze względów dynamicznych lub termicznych) prowadzi do zmiany gradientu ciśnienia, do pojawienia się przyspieszenia i odchylenia wiatru od izobar. Jednocześnie zmieniają się inne cechy pogodowe.
Założenie dotyczące wiatru geostroficznego nie dotyczy wiatrów w pobliżu centrów cyklonów i antycyklonów. W małych wirach cyklonowych, o średnicy mniejszej niż 500-900 km, w strefie silnych wiatrów, rola przyspieszenia odśrodkowego jest bardzo duża. Ten rodzaj wiatru nazwano cyklostroficznym. To właśnie wiry o małej skali stanowią najbardziej złożony i dynamiczny element struktury atmosfery. Oprócz jego znaczenia dla zrozumienia natury wiatrów sztormowych zauważamy również trudności w badaniu małych wirów.
Klasyfikacja wiatru
Na początku ubiegłego wieku admirał Francis Beaufort zaproponował skalę siły wiatru w punktach, opartą na falach morskich wywołanych wiatrem i zdolności do poruszania się żaglowców. Skalę uzupełniono później o ocenę wpływu wiatru na obiekty naziemne i przyjęto w 1874 r. przez Międzynarodowy Komitet do powszechnego stosowania. W 1946 roku sprawa została ponownie wyjaśniona. Według niej zero jest spokojne; 8 punktów – burza, bardzo silny wiatr o prędkości 20 m/s, przy którym utrudnione jest poruszanie się pod wiatr; 12 punktów - huragan o prędkości ponad 29-33 m/s. Klasyfikacja genetyczna wiatrów wyróżnia trzy klasy wiatrów, w zależności od zależności sił przyłożonych do poruszającej się objętości powietrza (wymienionych powyżej). Znana jest klasyfikacja wiatrów ze względu na wielkość zajmowanego przez nie obszaru.
Najprostszy podział wiatrów wyróżnia dwie główne klasy systemów wiatrowych: wielkoskalowe przepływy proste oraz zakłócające je przepływy wirowe. Najważniejszym czynnikiem jest krzywizna przepływu w układzie cyklonów i antycyklonów.
W atmosferze działa jednocześnie szeroka gama systemów wiatrowych o różnej skali. W zależności od mocy przestrzennej systemu wiatrowego i niskiego ciśnienia w centrum wiru, grupuje się je w takie systemy wiatrowe.
- Wiry (w tym niskie, pyłowe, piaszczyste) o średnicy mniejszej niż 110-100 m, podobne do małych tornad, ale niezwiązane z chmurą. 2. Tornada (tornada, skrzepy krwi), w tym piasek i woda; ich średnica wynosi metry, dziesiątki lub więcej metrów, wysokość 1-2 km, aż do chmur. 3. Szkwały, wiry wirnikowe, lokalne burze o średnicy od kilku do kilkuset metrów. Często pokrywają jednocześnie przestrzenie o rozmiarach dziesiątek, czasem setek kilometrów. 4. Cyklony tropikalne (w fazie rozwiniętej symetryczne) o średnicy dochodzącej do kilkuset kilometrów; ich charakterystyczna wysokość wynosi ponad 10 km.
- Cyklony pozatropikalne (asymetryczne termicznie i kinematycznie) o średnicy wielu setek kilometrów, czasami sięgające tropopauzy.
- Wiry okołobiegunowe pokrywające całą troposferę i niższą stratosferę.
Nas interesują pierwsze trzy rodzaje systemów wiatrowych. Ponieważ nie są one kojarzone z chmurami, zastanówmy się, jakie miejsce wśród całej różnorodności chmur zajmują chmury szkwałowe i tornadowe.
Systemy chmur szkwałowych, fronty atmosferyczne
W zależności od wysokości podstawy wyróżnia się chmury górnej warstwy (cirrus, składający się z kryształków lodu, położony powyżej 6 km); chmury średniego poziomu (altostratus i altocumulus o wysokości podstawy 2-6 km); chmury niższego poziomu (o wysokości podstawy poniżej 2 km, zwykle kropelkowo-ciekłe) i chmury rozwoju pionowego (których podstawy znajdują się na poziomie chmur niższego poziomu, a szczyty wznoszą się powyżej 6 km). Kształty chmur związane są z mechanizmem ich powstawania. Ruch powietrza po nachylonej płaszczyźnie nad chłodniejszą warstwą prowadzi do powstawania chmur cirrus, cirrostratus i nimbostratus. Wiatr tam może być silny i porywisty. Ruchy falowe w określonej warstwie biorą udział w tworzeniu się chmur cirrocumulus i altocumulus oraz w ewolucji chmur nimbostratus. Niektóre formy chmur altocumulus pojawiają się przed szkwałami, szczególnie w górach. Chmury rozwoju pionowego – konwekcyjne – powstają w wyniku unoszenia się ciepłego i wilgotnego powietrza. Są to chmury cumulus (Cu), potężne cumulusy (Cumulus congestus, C cong) i cumulonimbus (Cb). Te ostatnie nazywane są czasami szkwałem, burzą, gradem, tornado itp.
Najpotężniejsze układy chmur w dużym stopniu powstają na frontach atmosferycznych – granicach pomiędzy masami powietrza biorącymi udział w rotacji cyklonowej. Chmury szkwałowe mają charakter głównie frontalny. Nie więcej niż 5-10% wszystkich szkwałów jest związanych z chmurami powstającymi wewnątrz mas powietrza. Fronty atmosferyczne dzieli się na fronty ciepłe, zimne i okluzyjne; te ostatnie powstają w wyniku oddziaływania frontów ciepłych i zimnych.
Front ciepły to oddzielenie ciepłego i zimnego powietrza, w którym ciepłe powietrze przemieszcza się szybciej niż zimne. Masy ciepłego powietrza, pełzając po warstwie zimnego powietrza, rozszerzają się w miarę wznoszenia, zużywają energię na pracę rozprężną i schładzają się. Para wodna w nich osiąga nasycenie, a w strefie o szerokości 300–400 km przed frontem tworzy się ciągły, warstwowy system chmur ciepłego frontu z nakładającymi się opadami atmosferycznymi. Oczywiście w każdym konkretnym przypadku proces przebiega na swój sposób, zmętnienie nie musi być ciągłe, może być wielowarstwowe itp.
Front chłodny to nazwa nadana fali zimnego powietrza przemieszczającej się w stronę ciepłego powietrza. Występują fronty zimne pierwszego i drugiego rodzaju. Pierwsze to wolno poruszające się układy chmur, składające się głównie z chmur altostratus i nimbostratus, których budowa jest zbliżona do chmur frontu ciepłego. Klin zimnego powietrza powoli wpełza pod napływającą do niego ciepłą masę powietrza, tworząc szeroki system chmur transfrontalnych z ogólnymi opadami atmosferycznymi. Przed takim frontem może pojawić się także Cb.
Front zimny drugiego typu jest frontem bardziej aktywnym, szybko poruszającym się (lub przyspieszającym) brzegiem chmur cumulonimbus (Cb) przed lub na froncie, ze szkwałami, ulewami i burzami. Za przodem następuje oczyszczanie i chłodzenie. Opadanie zimnego powietrza w strefie opadów za potężnymi chmurami i unoszenie się ciepłego i wilgotnego powietrza przed nimi sprzyjają powstawaniu wirów o osi poziomej – szkwałów czołowych. Front zimny drugiego typu nazywany jest linią szkwału.
Szerokość strefy potężnych chmur frontu zimnego wynosi 50-100 km. Dlatego nawet przy prędkości przemieszczenia frontu mniejszej niż 40 km/h szkwały trwają w każdym punkcie nie dłużej niż 1-2 godziny. Łańcuch chmur może nie być ciągły, a w nocy Cb może się ogólnie rozproszyć.
W ostatnich dziesięcioleciach nastąpił znaczny postęp w badaniach dynamiki i struktury mezoskalowej systemów i frontów chmurowych. Uzyskano nowe dane na temat struktury mezofrontów, linii niestabilności, pasma nośnego („zasilającego” cyklon ciepłym i wilgotnym powietrzem z południa), niskopoziomowych prądów strumieniowych (mezodżety) itp. Ma m.in. Ustalono, że w wilgotnej i niestabilnej masie powietrza w odległości 50-100 km przed frontem może uformować się linia niestabilności o długości 100-500 km w postaci łańcucha Cb z burzami i szkwałami. Czasami szkwały lokalizują się za frontem, na wtórnych frontach zimnych itp.
Cyklon – kolebka burz
Chmury szkwałowe w cyklonach, gdzie dominuje wznoszące się powietrze, są szczególnie aktywne na frontach. Istnieją dwa główne typy cyklonów: tropikalny i pozatropikalny.
Cyklon tropikalny to system potężnych chmur konwekcyjnych zorganizowanych w wir, tworzący rdzeń huraganu – pierścieniową ścianę wiatru i deszczu z silnymi ruchami ku górze. Otacza „oko burzy” (o średnicy do 50 km) z ruchami w dół i częściowo pochmurną i spokojną pogodą. Obserwuje się tutaj najniższe ciśnienie; odnotowano przypadek z ciśnieniem 847 hektopaskali (hPa). Badania przeprowadzone w ostatnich latach wykazały, że pasy Cb o szerokości od 2 do 20 km są wydłużane z wiatrem w dolnej troposferze i zbiegają się spiralnie w kierunku „oka burzy” w postaci grzbietów oddzielonych bezchmurnymi paskami o szerokości do 8 km albo więcej. Gigantyczna spirala chmur naprzemiennie obejmuje mezoskalowe strefy ruchów wznoszących się i opadających. Chmury o wysokości ponad 10 km składają się z dużych kropelek, szybki wznoszenie się w nich powietrza rozciąga się na wysokość powyżej 14-17 km. Każda chmura spiralna nie istnieje długo i objawia się lokalnie, strefa jej szkwału i deszczu ma powierzchnię zaledwie 2-4 km2. Cykl życia poszczególnych ogniw konwekcyjnych w chmurze trwa zaledwie kilka minut. I w tym czasie w chmurze rodzi się trąba powietrzna, krople chmur są wyrzucane ponad poziom zlodowacenia, gdzie pojawiają się gradobicia i tworzą się krople deszczu. Chmury zastępują się nawzajem, a to decyduje o ciągłości burzy.
Cyklony tropikalne powstają nad oceanem po stronie subtropikalnych antycyklonów zwróconych w stronę równika, w strefie wiatrów wschodnich – pasatów, nie bliżej niż 300–500 km od równika. Poruszają się, pogłębiając i rozwijając, wzdłuż początkowej odnogi trajektorii na zachód z coraz większą składową ruchu w kierunku bieguna; na półkuli północnej jest to ruch w kierunku północno-zachodnim. Zbliżając się do południkowo wydłużonej linii brzegowej kontynentu (zwykle na 20-30° szerokości geograficznej), cyklon zaczyna przemieszczać się na północny wschód. W miarę przemieszczania się cyklonu przechodzi on przez kilka etapów rozwoju, od małej trąby powietrznej do rozwiniętego cyklonu z „okiem burzy” pośrodku i spiralnym systemem chmur ulewnych i szkwałowych. Cyklony tropikalne występują najczęściej późnym latem i jesienią. Rozwinięty cyklon tropikalny (na Pacyfiku jest to tajfun, na Atlantyku huragan) ma średnicę strefy burzowej około 100-600 km i sięga do wysokości ponad 10-15 km.
Akademik V.V. Shuleikin nazwał cyklony tropikalne silnikami cieplnymi piątego rodzaju, które rozpoczynają pracę na grzejniku - oceanie po pojawieniu się nad nim początkowego wiru. Trajektorie huraganów pokrywają się z lokalizacją stref, w których temperatura wody przekracza 27°C. Energia kinetyczna rozwiniętego cyklonu tropikalnego w dolnej trzykilometrowej warstwie sięga 19 * 10 2 5 erg - energia dwudziestu elektrowni wodnych w Kujbyszewie.
Zatem cyklon tropikalny jest najpotężniejszym systemem szkwałów.
Można powiedzieć, że prawie cała jego energia to całkowita energia szkwału i chmur burzowych, które go tworzą.
Cyklony pozatropikalne
W przeciwieństwie do cyklonów tropikalnych, cyklony pozatropikalne w fazie rozwiniętej są ostro asymetryczne pod względem rozkładu temperatury, zachmurzenia, opadów i wiatru. To właśnie w kontrastach temperatur czerpią swoją energię. W umiarkowanych szerokościach geograficznych normalne cyklony przemieszczają się zazwyczaj w kierunku wschodnim (czasami ze znacznym składnikiem południkowym). Są szczególnie aktywne zimą: najważniejszym czynnikiem w rozwoju cyklonów pozatropikalnych jest kontrast temperaturowy w systemie wysokogórskiej strefy czołowej, pod którą powstaje cyklon.
Największą aktywność szkwałów w cyklonach obserwuje się podczas frontów położonych południkowo, kiedy kontrast właściwości mas powietrza zbiegających się w cyklonie przekracza kilka stopni. W czasie cyklonu z chłodnym frontem północno-zachodnie szkwały nawiedziły Europę. Taki był szkwał, który zniszczył Eurydykę.
Zimą zmianie wiatrów z zachodnich na północne na wybrzeżach Europy towarzyszą silne ładunki śniegu, zamiecie śnieżne, a czasem burze. Intensywność letnich szkwałów i burz jest tu większa w dzień niż w nocy, gdyż w wyniku ocieplenia stosunkowo chłodnego powietrza morskiego nasila się konwekcja i rozwija się mocniejsza Cb.
Wiele cech mezoskalowej struktury frontów i cyklonów zostało zidentyfikowanych eksperymentalnie dopiero niedawno. Na przykład odkryto pasiastą strukturę pól wiatrowych i inne cechy meteorologiczne w strefach frontów atmosferycznych oraz w ciepłym sektorze cyklonu. Ustalono, że przed frontem zimnym, równolegle do niego, znajduje się tzw. pas nośny, związany z niskopoziomowym prądem strumieniowym. Stwierdzono, że powstawanie cyklonów nie zawsze jest związane z frontami: cyklogenezę uważa się za przejaw niestabilności hydrodynamicznej przepływów atmosferycznych. Cykloniczne zaburzenia w atmosferze mogą pobierać energię z energii kinetycznej wielkoskalowego przepływu strefowego (równoleżnikowego).
Elektroniczne „oczy” i „portrety” szkwałów itornada
Analiza tradycyjnych map pogodowych, obejmujących duże wysokości, powierzchnię pierścieniową i inne obliczenia, nie zawsze wystarcza do oceny wielkości, charakteru i struktury pionowej chmur szkwałowych. Dzięki wykorzystaniu sztucznych satelitów pogodowych zaczęto gromadzić nowe informacje
Radary ziemskie (MSZ) i pogodowe (MRL). Umożliwiło to na przykład odkrycie nowych form systemów chmurowych.
Na zdjęciach satelitarnych chmury szkwałów i tornad na zimnych frontach wyglądają jak jasne, białe, zakrzywione paski, grzbiety i łańcuchy Cb rozciągnięte wzdłuż przodu. Przed nimi przezroczyste włókna chmur cirrus. Typową cechą wiru cyklonowego na tych zdjęciach jest szereg obłoków cirrus zakończonych włóknami. Często są na nich wyraźnie widoczne grzbiety komórek konwekcyjnych o średnicy 2-3 km każdy. Układy chmur wydłużają się i poruszają głównie z wiatrem w środkowej troposferze. Intramass Cb ze szkwałami i burzami są losowo rozproszone w postaci jasnych białych plam o wielkości od 10-20 do 100-200 km lub więcej. Pomiędzy nimi wyraźnie widać rzeki i góry. Podczas zaburzeń falowych na czołach gromad Cb powstają owalne plamy o powierzchni tysięcy kilometrów kwadratowych. Rozmyte i zamaskowane fronty w nocy i o poranku (na zdjęciach w podczerwieni) wyglądają jak pojedyncze plamki, paski, łańcuchy lub wiry o różnych kształtach, jasności i wysokości. W ciągu dnia, wraz ze wzrostem ogrzewania i rozwojem konwekcji, pod nimi zaczynają się szkwały i burze. Zdjęcia satelitarne pokazują również pozornie stacjonarne brzegi chmur (często ze szkwałami pod spodem) wzdłuż pasm górskich i powyżej ich szczytów.
Obserwacje satelitarne pokazują, że pola komórek konwekcyjnych (powszechne w tylnej części cyklonu) tworzą grzbiety zbiegające się w stronę zimnej strefy podczas silnych wiatrów. Rozwija się tu intensywna konwekcja z opadami deszczu i burzami. Obejmuje znaczną warstwę troposfery, czasem aż do tropopauzy. Front podmuchów wiatru wykrywany jest także przed łukowatymi paskami Cb, wyróżnia się pojawieniem się wachlarzy cirrusowych – kowadeł przed Cb oraz gradientem jasności na krawędzi Cb. charakteryzuje się silniejszymi podmuchami wiatru.
Porównując obrazy z MSZ dla kolejnych okresów nadejścia sygnału przy każdym nowym obrocie MSZ, prognostycy pogody określają kierunek i prędkość ruchu źródeł Cb oraz ich ewolucję, a poprzez ekstrapolację określają ich przyszłą pozycję. Pozwala to wyjaśnić prognozę pogody.
Obserwacje z wykorzystaniem MRL stanowią nieocenioną pomoc dla prognostów pogody. Umożliwiają bardziej szczegółowe prześledzenie lokalizacji i ewolucji stref Cb oraz wyjaśnienie cech rozwoju chmur burzowo-gradowo-szkwałowych. Na przykład ustalono, że poziome wymiary ognisk szkwałów są duże, około 5-10 tys. Km 2, są większe niż ogniska opadów i burz. Zazwyczaj centra szkwałów poruszają się szybciej niż burze, z prędkością 30-60 km/h, czasem nawet do 100-120 km/h. Prędkość tę można określić, sprawdzając ekran lokalizatora w krótkich odstępach czasu wynoszących 10–15 minut.
Prędkość przemieszczania się centrów chmur i ich siła są głównymi kryteriami siły ewentualnych podmuchów wiatru podczas szkwałów. Te ostatnie wybuchają w oddzielnych miejscach na obszarach o szerokości od kilku do kilkudziesięciu kilometrów, gdzie szczyty Cb wznoszą się na wysokość powyżej 12–14 km. Im wyższe szczyty tych chmur, tym silniejsze podmuchy wiatru. Ustalono, że na wysokościach szczytów 9-10 km porywy wiatru osiągają zaledwie 15-20 m/s, a na wysokościach 13-14 km - ponad 30-40 m/s. Ustalono np., że jeśli chmura ma wysokość większą niż 11-13 km (wysokość odbicia sygnału radarowego jest większa niż 9 km), to nie jest to już tylko szkwał, ale niosący tornado Chmura. Wykryto pewne zewnętrzne oznaki niebezpiecznych chmur. Zatem pochmurna burza przed chmurą na wysokości 300-500 m jest niebezpieczna, samolot nie powinien się do niej zbliżać. Takie niebezpieczne chmury dają jasny sygnał na ekranie MRL, który ma specjalny kształt gigantycznego przecinka.
Żaden inny sposób obserwacji nie jest w stanie uzyskać tak szczegółowego obrazu ewolucji ośrodków szkwałów i z taką częstotliwością. Zatem nowe informacje zgromadzone w wyniku zastosowania nowych środków technicznych znacząco aktualizują arsenał prognostów pogody.
Zakłócacz spokoju atmosfery. Konwekcja, termika
Jak powstaje i rozwija się szkwał lub chmura burzowa? W Cb prędkość ruchów pionowych może osiągnąć kilkadziesiąt metrów na sekundę. Przyczyną takich ruchów powietrza jest konwekcja. Są to przeważnie ruchy pionowe, zależne od różnic temperatur pomiędzy powietrzem biorącym udział w konwekcji a otaczającym powietrzem. Można mówić o konwekcji dynamicznej, przeciwstawiając ją konwekcji termicznej. Na przykład powietrze ogrzane nad ciepłymi obszarami powierzchni ziemi unosi się w górę w wyniku konwekcji cieplnej. Wysokość wzniesienia zależy od rozwarstwienia atmosfery – rozkładu temperatur w otaczającym powietrzu – oraz od szybkości chłodzenia (w wyniku rozprężania) rosnącej objętości powietrza.
Suche powietrze, nienasycone parą wodną, ochładza się o prawie jeden stopień na każde sto metrów wzniesienia – zgodnie z tzw. suchym prawem adiabatycznym. Powietrze nasycone parą wodną ochładza się wolniej (o 0,6°C na 100 m wzniesienia) – zgodnie z prawem adiabatycznym wilgoci, gdyż wydziela się utajone ciepło kondensacji. Każdy wskaźnik możliwości wystąpienia szkwału uwzględnia zdolność atmosfery do ruchów pionowych - termiczną (konwekcyjną) niestabilność stratyfikacji atmosferycznej, zmiany prędkości wiatru wraz z wysokością, deficyty punktu rosy („niedosycenie” pary wodnej) i inne termodynamiczne parametry stanu atmosfery.
Jeżeli temperatura otaczającego powietrza spada wraz z wysokością o mniej niż 0,6°C na 100 m, wówczas atmosfera jest stabilnie rozwarstwiona: każda jej objętość, rosnąca, na określonej wysokości będzie zimniejsza niż otaczające powietrze. Istnieją jednak warunki niestabilne, gdy pionowy gradient temperatury jest bliski 1°C na 100 m lub nawet większy. Przy bardzo niestabilnym rozwarstwieniu tworzą się konwekcyjne strumienie powietrza. Tak powstają diabły pyłowe i diabły pyłowe.
We wznoszącym się wilgotnym powietrzu para wodna schładzająca się na pewnej wysokości (na poziomie zwanym poziomem kondensacji) osiąga nasycenie i gromadzi się (na jądrach kondensacji, których zawsze jest wiele) w kropelki. W ten sposób powstaje chmura. Prądy wznoszące w chmurach są o 1–4°C cieplejsze niż otaczające powietrze. Ta różnica na górze chmury jest większa niż na dole, a im na ogół jest większa, tym szybciej rośnie chmura.
Ogrzewanie powietrza od dołu jest przyczyną powstawania konwekcyjnych strumieni unoszącego się powietrza. Kiedy konwekcja nasila się i staje się uporządkowana, pojawiają się chmury konwekcyjne, z których najsilniejsze są związane ze szkwałami i tornadami. Konwekcja ta nasila się w strefie frontu zimnego. Chmury konwekcyjne – chmury rozwoju pionowego – rozwijają się lepiej w letnie dni, kiedy wzrasta burzliwa wymiana ciepła i wilgoci pomiędzy powierzchnią Ziemi a atmosferą. Z tego powodu 92% szkwałów w ZSRR obserwuje się w okresie maj - sierpień, zwykle po południu (podobnie jak deszcze z tych chmur), na południu i na wzgórzach częściej niż na północy i na równinach.
Chmury konwekcyjne nie zostały jeszcze dostatecznie zbadane. Zabrania się latania do potężnego Cb na samolotach - „latających laboratoriach”, a także na wszelkich samolotach. Odczyty radiosondy w takich chmurach są niestabilne. Wiry w Cb przypominają „maszyny elektroforyczne”, w których rodzą się silne ładunki elektryczne i burze. Jednak wieloletnie badania i poszukiwania sposobów rozpraszania i tworzenia sztucznych chmur oraz „kontroli” burz rzuciły światło na wiele ważnych szczegółów ewolucji chmur.
Głównym ogniwem mechanizmu konwekcyjnego są tzw. termika, czyli stabilne i silne ruchy powietrza w górę. Są to strumienie i bąbelki cieplejszego powietrza. Na przykład służą do zdobywania wysokości podczas latania na szybowcach i lotniach. Termiki są dostępne w różnych rozmiarach; po zjednoczeniu stają się większe, tworząc „rdzeń”, kinematyczną podstawę konwekcyjnej chmury wirowej. Termika nie istnieje długo, pojawia się i znika, zastępując się i uzupełniając. Jednocześnie rozwijają się rodziny termiki o różnej mocy. Im cieplejszy strumień, im większy strumień termiczny, tym szybszy i silniejszy jest unoszenie się powietrza, tym wyższy poziom konwekcji, do którego para wodna unosi się w tym strumieniu, a tym samym wyższa chmura. Kolumna pionowa uzyskuje ruch obrotowy. W ciągu kilku godzin ta wirująca kolumna powietrza może zmienić swoje „ubranie” – chmura obumiera lub odradza się w zależności od otrzymanej wilgoci. To właśnie z takimi superkomórkami wiąże się występowanie szkwałów łukowych i tornad, którym towarzyszy grad.
Życie chmury szkwałowej
Przyjrzyj się bliżej, jak chmury cumulus rosną w środku lata. Najpierw na błękitnym niebie zbierają się niewyraźne, białawe kępy. Nie ma jeszcze chmur, ale niebo zaczyna się chmurzyć, a biel osłabia bezpośrednie promienie Słońca. Do południa pojawiają się małe skupiska rozproszonych chmur cumulusów, które wyglądają jak stogi siana. Płyną powoli po niebie, prawie nie zmieniając swojej wysokości. Są to chmury cumulusowe o dobrej pogodzie. W miarę jak dzień się ociepla, parowanie wzrasta. Jeśli powietrze jest wilgotne, masz wrażenie, że unosisz się w powietrzu. Chmur jest coraz więcej. Następnie pojawiają się potężne chmury cumulusowe (Cu cong). JEŚLI będą nadal rosły, rozwiną się w cumulonimbus (Cb) i spodziewamy się burz, ulew i szkwałów.
Czasami zbliża się do Ciebie linia szkwałów - front chłodny, a już rano na horyzoncie piętrzą się chmury altocumulus w kształcie wież. Front ciemnych chmur szybko postępuje. Ale jak wspomniano powyżej, składa się z pojedynczych Cb, każdy z własnym wirem, który może być trudny do połączenia.
Każda chmura cumulonimbus działa jak gigantyczna pompa, na siłę zasysa powietrze w obszar, nad którym u szczytu Cb wiatry się rozchodzą i powietrze jest odprowadzane z chmury (zwykle przez kowadło - przednią cirrusową część wierzchołka, która wygląda jak siwe włosy powiewające na wietrze). Do takich chmur nie wolno latać samolotem, bo nawet potężny superliner może zostać wrzucony w chmurę na setki metrów. Obserwacje wykazały, że szybowce i radiosondy są czasami wciągane w dolną część chmury. Są one jednak odpychane od jej szczytu i ścian oraz unoszone przez przepływ rotacyjny wokół chmury. Szczyty chmur pulsują i toczą się.
Badania wykazały, że cykl życia pojedynczej chmury (narodziny, wzrost, dojrzałość, rozkład) rzadko trwa dłużej niż pół godziny, a mała Cu żyje tylko 5-10 minut. Tylko szczególnie silne Cb rozpada się 1-2 godziny po wystąpieniu. Ale w takich przypadkach chmura nie jest sama i nie zawsze można zauważyć jej zastąpienie inną. A chmury tornad czasami utrzymują się przez kilka godzin.
Aby chmura mogła wytworzyć opady, musi stać się niestabilna koloidalnie, czyli muszą w niej jednocześnie istnieć kropelki wody i kryształki lodu. Dzieje się tak, gdy jego wierzch przeniknie przez warstwę powietrza o temperaturze poniżej zera stopni. Czasami wierzchołki lodowych chmur mogą pozostać okrągłe i „łyse”, co jest oznaką ich wzrostu. Zwykle ze szczytów wyrzucane są kępy lodowych chmur cirrus, tworząc kowadło; To już oznaka obecności mechanizmu szkwału i burzy. W chmurze znajdują się większe dżety mezoskalowe o rozmiarach 5-10 km przez kilka minut pozostają stabilne jako gałęzie cyrkulacji konwekcyjnej, co decyduje o jej wielkości, szybkości i charakterze rozwoju wirów, intensywności konwekcji itp.
Niedawno ustalono pewne typowe parametry chmur szkwałowo-tornadowych. Centralna część wirującego strumienia w chmurze nie jest szeroka - 1-2 km, tylko w szczególnie silnym Cb, gdzie tworzy się uporządkowana konwekcja, jego szerokość może sięgać 10-12 km. Najwyższe prędkości wznoszenia się powietrza dochodzą, według obliczeń, do 63 m/s, ale zazwyczaj są wielokrotnie mniejsze i rzadko przekraczają 20-30 m/s. Potężne Cb mają wysokość trzy do czterech razy większą od ich średnicy, ich szczyty składają się z kilku kopuł - „czapek” chmur o wielkości od 200 do 2000 m. Średnica małych wirów w chmurach wynosi 25-300 m.
W fazie wzrostu (trwającej 10-20 minut) średnica chmury podwaja się. W fazie dojrzałej (40-50 minut) kowadło traci swoją symetrię, jego zawietrzna krawędź rozciąga się z wiatrem. Chmura rośnie z jednej strony i rozprasza się z drugiej. Tempo wzrostu Cb sięga 2,6 m/s: w ciągu pół godziny chmura rośnie o 4-5 km. Wraz z ustaniem wzrostu kopuły Cb zaczynają się osiadać, chmura rozpada się w ciągu 10-15 minut. Często chmura szybko topi się w środkowej części (podczas deszczu) i pozostają jedynie ślady kowadła cirrus.
Ustalono, że chmury burzowe są zawsze powyżej 7-8 km. Ale górna krawędź frontowych chmur szkwałowych jest jeszcze wyższa - ponad 11-12 km. Dane MRL pokazują, że wysokość Cb czasami osiąga 18–19 km na niskich szerokościach geograficznych. Poziome wymiary układu tak wysokich chmur mogą sięgać nawet 50, a nawet 70 km. Kopuły CB czasami wnikają na wysokość ponad 4-5 km nad podstawą tropopauzy. To właśnie takie potężne Cb są obarczone szkwałami.
W populacjach występują chmury szkwałowo-burzowe - rozległe, często chaotyczne pola chmur lub pasy czołowe składające się z konglomeratów chmur i komórek konwekcyjnych. Bezchmurne „ulice” o szerokości do kilkudziesięciu kilometrów oddzielone są kilkoma równoległymi pasmami Cb, często zbiegającymi się spiralnie (nie tylko w cyklonach tropikalnych, ale także na obrzeżach cyklonów pozatropikalnych). Spiralne grzbiety Cb rozciągają się wzdłuż wiatrów troposferycznych (wtedy wydają się nieaktywne) lub pod kątem (do 60-80°) do wiatru (wtedy pasy szybko się przemieszczają). W populacjach Cu i Cb występują struktury grzbietowe i mozaikowe.
Na NISKICH szerokościach geograficznych konwekcja mezoskalowa jest głównym mechanizmem wymiany ciepła i wilgoci. Na przykład chmury cumulusów pasatów uważa się za „rurociągi energetyczne” zasilające planetarny system wiatrowy. Potężny Cb na tych szerokościach geograficznych można nazwać „cylindrami” silnika cieplnego, w którym szerokości polarne służą jako lodówki. Szacuje się, że ilość wody transportowanej do stratosfery przez pojedyncze Cb sięga 3600 ton na godzinę. W takiej chmurze co sekundę z pary powstaje do 10 ton wody, a we wszystkich Cb latem tylko na tych szerokościach geograficznych USA - około 13 milionów ton. Dlatego Cb można nazwać konwertorami, „kotłami” w które pierwiastki się rodzą: para wodna zamienia się w ulewny deszcz, a utajone ciepło kondensacji w namacalną energię kinetyczną burz i szkwałów.
Struktura szkwału
Przednia część frontu chłodnego, czyli „klin” zimnego powietrza napływającego do ciepłych obszarów, ma kształt „głowy” osiągającej wysokość do 2-3 km. To wyjaśnia turbulencję zjawisk, siłę podmuchów wiatru przed szkwałem i wzrost ciśnienia w pobliżu ziemi. Wzmocnienie konwekcji, czyli aktywnego wznoszenia się powietrza przed „głową” najeźdźcy, tworzy na jego przedniej części wał szkwałowy, wir o osi poziomej, którego dolna część wywiera destrukcyjny wpływ na podłoże. Górna część wiru porusza się do przodu, a dolna część do tyłu, wydaje się, że się toczy. Strefa szkwałów frontu ma długość do 200–800 km; jak już powiedzieliśmy, „żołnierze” frontu szkwału są rozproszeni lub zjednoczeni, zastępując się nawzajem Cb. Każde Cb ma zwykle w swojej dolnej, przedniej części wir, który często przyjmuje postać wału łukowo-chmurowego, zwanego „rękawem”.
Opadaniu zimnego powietrza w strefie opadów intensywnych towarzyszy nagrzewanie (o 0,6°C na 100 m) z mniejszą intensywnością niż ochłodzenie, które miało miejsce podczas wznoszenia się (o 1°C na 100 m). Dlatego powietrze za szkwałem jest zimniejsze niż otaczające powietrze, które jest już zimne. Zimą na dużych szerokościach geograficznych ochłodzeniu często towarzyszą ładunki śniegu, intensywne opady śniegu z podmuchami zimnego wiatru nad niezamarzniętymi obszarami morza. Kontrast temperatur wody i powietrza przyczynia się do powstawania turbulencji i silnych podmuchów wiatru.
W zimnym przepływie rozprzestrzeniającym się pod Cb w pobliżu ziemi można wykryć wtórne podmuchy wiatru szkwałowego. Charakteryzują się silnymi pionowymi podmuchami powietrza, które w lotnictwie nazywane są nierównościami.
Inwazja gęstego powietrza powoduje gwałtowną zmianę ciśnienia atmosferycznego. W momencie silnego podmuchu wiatru w przedniej części szkwału, na tle niewielkiego spadku ciśnienia, obserwuje się gwałtowny wzrost ciśnienia, czasami o kilka hektopaskali w ciągu kilku minut. Następnie ponownie następuje płynny spadek ciśnienia. Rejestracja skoku ciśnienia na barogramie nazywa się szkwałem, „nosem” burzy. Ten wzrost ciśnienia występuje w wyniku dynamicznej interakcji opadającego zimnego powietrza (i opadów) z powierzchnią Ziemi. Pod chmurą tworzy się meza-antycyklon burzowy, podobny do „kropli” zimnego powietrza o średnicy do kilkudziesięciu kilometrów i wysokości 300-1500 m, w formie kopuły poruszającej się wraz ze środkiem chmur burzowych . W jego przedniej części tworzy się pseudofront zimnego szkwału w skali mezo, czyli strefa podmuchów wiatru.
To właśnie na tym zimnym mezofrontie występują szkwały, a w niektórych przypadkach tornada. Po przejściu frontu podmuchów wiatru obserwuje się „nos” burzy.
Nad mezoantycyklonem wieje również silny wiatr i pojawia się tu dżet – silny wiatr na małych wysokościach. Nawet słaby układ konwekcyjny ma mezojet ze znacznym uskokiem wiatru. Uskok wiatru to zmiana jego prędkości poziomej i pionowej, powodująca silne porywy wiatru oraz powstawanie wirów i szkwałów. Przesunięcie jest również wykrywane pod Cb, jest „oddawane” przez pasma opadających opadów, które nie docierają do ziemi ze względu na wysoką temperaturę i suchość powierzchniowych warstw powietrza. Przesunięcie jest oznaką Cb w kształcie lejka, pod którym rodzą się wiry, a nawet tornada.
Badania mezoskalowej struktury pola wiatrowego w strefie zaludnienia ZSRR prowadzone są od lat 50. XX wieku. Temu celowi służą emitery Dopplera instalowane na „latających laboratoriach”, radarowe śledzenie sztucznych chmur (składających się z reflektorów dipolowych) itp. Badania wykazały, że wiatr wokół Cb nie jest chaotyczny i zależy od etapu rozwoju chmury i jego rozmiar. Jednak z przodu znajduje się konglomerat chmur znajdujących się jednocześnie na różnych etapach rozwoju, co sprawia, że struktura wiatru jest niepewna, zwłaszcza że każde Cb jest stale rozwijającym się dynamicznym układem wirów.
Mezoantycyklony, mesojet, mezofronty szkwałów, fronty podmuchów wiatru to nowe obiekty badań w ostatnich latach.
Dokąd zmierzają szkwały?
Ponury wygląd chmury burzowo-szkwałowej, odległe grzmoty, błyskawice i podmuchy wiatru przerażają ludzi. Przed burzami i szkwałami najlepiej jest schronić się na czas.
Lokalizacja szkwałów utrudnia ich badanie: nawet nowoczesna sieć stacji pogodowych wykrywa jedynie co piąty szkwał, a maksymalne porywy wiatru można zarejestrować dopiero podczas przejścia strumienia deszczu – środka przepływu opadającego pod chmurą. Kierunek podmuchu wiatru nie wyznacza jednak kierunku ruchu całego wiru szkwałowego.
Trajektoria przemieszczania się chmury szkwałowej zależy przede wszystkim od rozkładu wiatru na wysokości w troposferze oraz od wielkości chmury. Duże Cb często przesuwają się nieco w prawo od średniego wiatru (pamiętaj o stałości siły Coriolisa). Jeśli chmura obraca się wokół osi pionowej, wówczas działa również efekt Magnusa, wydmuchując ją na bok. Nowe komórki chmur wirowych często wyrastają z prawej strony chmury i rozpraszają się z lewej. Ale zdarza się również, że rozwijający się Cb jest podzielony: jedna jego część porusza się w prawo i obraca się zgodnie z ruchem wskazówek zegara, druga - w lewo, obracając się cyklonicznie. Jeśli wiatr wraz z wysokością skręca w prawo (np. przy ziemi - zachodni, a na wysokości - północno-zachodni), wówczas przepływ ciepłego powietrza w górę w chmurze tworzy się w prawo, a przepływ w dół - do na lewo od środkowego Cb. To oczywiście wpływa na ewolucję chmury i jej przemieszczenie. Chmury szkwałowe przechylane przez wiatr rozwijają się szybciej, jakby się „rozciągały”. Prąd wstępujący na szczycie chmury pochyla się z wiatrem w lewo i jest przenoszony do przodu z kowadła. W tym przypadku poziome wymiary wznoszącego się strumienia zmniejszają się nieco wraz z wysokością; wir rozciąga się wzdłuż natarcia burzy, czasami na długości ponad 10 km. To samo uskok wiatru może w niektórych przypadkach zniszczyć chmury, a w innych przyczynić się do rozwoju tornad.
Oprócz struktury Cb i przepływu wiodącego, na jego ruch duży wpływ ma rzeźba terenu. W rejonach górskich Cb spowalnia silniej niż na równinach i dopiero przy wiatrach troposferycznych silniejszych niż 40 km/h wpływ rzeźby słabnie.
Powiązany mezofront, pseudofront, również porusza się wraz z chmurą. Unosząc przed siebie wilgotne, niestabilne powietrze, front przyczynia się do rozwoju nowych Сb, nowych szkwałów. Ponadto przepływ powietrza zagina Cb, którego dolna i górna część może znajdować się przed środkiem. Z boków chmury mogą przyciągać do siebie strumienie wiatru, zwiększając rotację chmury i wypierając ją względem ogólnego przepływu powietrza.
Badanie interakcji przepływów powietrza w warstwie chmur z cechami strukturalnymi chmur przyciąga w ostatniej dekadzie coraz większą uwagę naukowców.
Imię Szkwał
Wiele obszarów o złożonej orografii charakteryzuje się nieodłącznymi szkwałami. Dostają swoją nazwę, chociaż ich charakter i budowa mają wiele wspólnego ze szkwałami na innych obszarach o podobnych warunkach. Na przykład rodzina Cb rozciąga się wzdłuż długich pasm górskich niczym nieruchomy łuk, łuk rozciągający się na dziesiątki, a nawet setki kilometrów. W chmurach tych wyraźnie widoczne są potężne wiry o średnicy 200-300 m. Rodziny Cb powstają nad górami i pogórzami, gdy z gór nadciągają ciepłe wiatry lub gdy znad gór spada zimne powietrze. Dzieje się tak np. w górach Sierra – tzw. fale Sierra, w górach Dalekiego Zachodu USA – Łuk Chinook. We wschodnim Bengalu łuk zaczyna się nad Zatoką Bengalską i tworzy zewnętrzną krawędź ogromnej chmury burzowej z typowym znakiem kowadła szkwału. W Zatoce Gwinejskiej chmura łukowa poprzedza wystąpienie tornad i burz szkwałowych. W Cieśninie Malakka znana jest Sumatra – nocny szkwał łukowy z silnymi burzami i deszczem, powszechny w okresie monsunów południowo-zachodnich i związany z systemem chmur łukowych o długości do 400 km. Szkwały łukowe występują w Europie, w Alpach, skąd wzięła się ich nazwa, u podnóża ukraińskich Karpat itp.
Chmury ze szkwałami powstają w wyniku napływu zimnego powietrza z gór pod dominacją przepływu troposferycznego prostopadłego do grzbietu górskiego. Szkwały osiągają wielką siłę, gdy w paśmie górskim rozwija się znaczna różnica ciśnienia atmosferycznego. Zapadnięcia powietrza z przełęczy w kierunku niżu zachodzą szarpnięciami, a wiatr przybiera charakter mezojetu orograficznego i opadania, nasilając się w zwężaniu rzeźby i nabierając rotacji wokół osi poziomej. Na przykład bora to zimowy wiatr, spływ, załamanie suchego i zimnego powietrza z niskiego pasma górskiego, potężny opad powietrza wzdłuż stromego zawietrznego zbocza góry z zimnego wyżyny do ciepłego podgórza lub do morza. Szkwał uderza szybko, objawiając się nagłymi uderzeniami chłodu i pulsującymi porywami. Istnieją etapy rozwoju bory: gromadzenie się zimnego powietrza po nawietrznej (wysokiej) stronie grzbietu; początek przepływu powietrza przez przepust; zawalenie się po zawietrznej stronie i wystąpienie szkwału podgórskiego; wtedy bora słabnie. Powszechnie znane są następujące lasy: Noworosyjsk, Adriatyk, Nowozemelska, Kizelovskaya, północno-wschodnie wiatry w Wenecji, na zboczach grzbietu Czyngiz-Tau, północno-zachodni monsun na górzystych wybrzeżach Dalekiego Wschodu, opady atmosferyczne z grzbietów otaczających Bajkał (Sarma itp.), szkwałowe spadochrony na Ziemię Franciszka Józefa itp.
Szkwały to także burze piaskowe, które rozwijają się na frontach chłodnych z silnym nagrzewaniem gleb pozbawionych roślinności, gdy wichura unosi przed sobą potężną ścianę pyłu. Burze piaskowe rozwijają się w górę i nad obszarem, przemieszczają się wraz z frontem, przechodząc przez kilka etapów, od małych ośrodków - wirów przy ziemi po ogromne chmury pyłu rozciągające się wzdłuż strumienia na setki kilometrów. Przepływy pyłu mają wyraźnie widoczny z kosmosu front w postaci szybu, ściany pyłu. To jest linia szkwału. Głównymi ośrodkami nawałnic pyłowych na planecie są Afryka Północna, Środkowa, Zachodnia i Wschodnia, Półwysep Arabski, region Dolnej Wołgi i Północny Kaukaz, południe Ukrainy, pustynie i stepy Azji Środkowej, Mongolia, Chiny, stepy Australii, środkowe stany USA (tzw. Dust Bowl, czyli Pas Tornad), pampasy Ameryki Południowej. Największym źródłem nawałnic i burz pyłowych jest Sahara. Na przykład bardzo typowe dla Afryki jest burza piaskowa na zimnym froncie – haboob, „wiejąca wściekle” na pustyniach Sudanu, Egiptu i Arabii. Uderza z prędkością samochodu i poprzedza burzę. Szkwał lub trąba powietrzna unosi przed sobą chmury pyłu w postaci ściany, czasami dochodzącej do 1500 m wysokości i do 30 km szerokości. Na całym tym obszarze wiatr ma niszczycielską moc. Burza może trwać do dwóch godzin, czasami kończąc się ulewną ulewą potężnego Cb. Mniej trwały (do 10 minut), ale też nagły jest samum – suchy i zakurzony wiosenno-letni szkwał wicher gorącego powietrza z piaskiem na pustyniach Azji Mniejszej, Arabii i Sahary. W Egipcie i Libanie niekorzystną reputację ma południowy lub południowo-wschodni khamsin, który wieje po dniach równonocy wiosennej przez 50 dni (z przerwami) przed cyklonami.
Pustynne wiatry wiejące nad Morzem Śródziemnym stają się wilgotne i wraz z czerwonym pyłem przynoszą do Europy duszący upał. To sirocco – gorący, bardzo zapylony, a jednocześnie wilgotny wiatr, który wieje szkwałami. Ma różne nazwy lokalne: Leveche, Cartagena, Bociorno, Sahel, Ghibli, Shergui, Notia, Ostria, Furiante, Marzio, Malezzo itp.
Nie wszystkie szkwały w Afryce są zapylone. Na Saharze Południowej deszcze są nieco bardziej regularne i obfite niż na Saharze Północnej; latem zdarzają się tropikalne ulewy, prawdziwe powodzie z gwałtownymi burzami. Występują na początku lub na końcu deszczowego monsunu południowo-zachodniego i jego spotkania z suchym i zakurzonym północno-wschodnim harmattanem – pasatem, który również często ma charakter szkwałów. W ogrzanym powietrzu pojawia się stosunkowo zimny prąd zstępujący. Takie szkwały i ulewy nazywane są tutaj błędnie huraganami. Szkarłatne podmuchy wiatru poprzedzają i kończą te krótkie i gwałtowne zaburzenia atmosfery, przemieszczając się na zachód w kierunku Oceanu Atlantyckiego.
Burze śnieżne - zamiecie, zamiecie, zamiecie - również mają charakter szkwałów. Występują pod różnymi nazwami. Są to na przykład Akman, Tukman, Garasat – w Tatarstanie, Kalaidasht – w Pamirze, północno-wschodni Kurdai i huragan Mugodzharsky – na przełęczach o tej samej nazwie, Torok, Toropets – na północy Unii, Toron – północno-zachodni szkwał na Morzu Kaspijskim, Burl - w górach Francji, burza - w Kanadzie, lodowaty wiatr - w Szwecji itp. Często jesienno-zimowe burze w pobliżu wybrzeży mórz to także szkwały - wiry o osi poziomej. Na południowo-wschodnim wybrzeżu Brazylii jest to północny szkwał abrojolo, na południu Kuby – bayamo, na Bajkale – bajkał, na północy Celebes – barat, na południowym wybrzeżu Arabii – północny belat, w Japonii – bofu, na zachodnich wybrzeżach Francji – galerno, na Hawajach – kawaiiha, koala, w Zatoce Perskiej – lageimar, w Szkocji – landlash, na południu Malakki – ribut, w Ameryce Środkowej – chubasco, w południowo-zachodniej części Hindustanu – słonia, w Cieśninie Tajwańskiej - quat itp. Żeglarze potocznie nazywają tropikalne szkwały - brazer, oko byka (oko byka) lub kokid-bob (zezowaty Bob).
W krajach górzystych lub pagórkowatych nierównomierne nagrzewanie przyległych obszarów przyczynia się do zaostrzenia frontów atmosferycznych i rozwoju szkwałów. Burze na zimnych frontach mają swoje własne nazwy: szkwał północny adjina shamol (diabelski wiatr) - na Amu-darii, szkwał Stryjski - na Podkarpaciu, szkwał varzoboky - w Tadżykistanie, szkwał Oczakowski - na południu Ukrainy, szkwał południowy - na Issyk-Kul, wschodni Armawir, burza Karadarya Karaburan, Kyzylburan, Saryk, Afghan - w Azji Środkowej, Nord, Khazri - w Baku, południowy Burster i północny murarz (cegielnik) - w Australii, Doinionn - okres szkwałów w Irlandii, suchego Huang Feng – w Pekinie, Kaiju – w Brazylii, naf hat – w Arabii, burzy sonora – w Baja California, turbonados – w północnej Hiszpanii, colla – południowo-zachodnich szkwałów na Filipinach, północnego Chocolatero – w Meksyku i wiele innych.
Czasami orografia określa spiralny kształt szkwału, na przykład Tehashapi w Kalifornii. Sprzyja temu nagrzewanie się zwróconych ku słońcu stoków oraz ukształtowanie doliny, wzdłuż której występuje duży gradient ciśnienia, a co za tym idzie silny wiatr mający charakter szkwału. A na przykład na Nowej Ziemi, kiedy zaczyna się bora i w niektórych wąwozach wieje „przeciąg” burzowy, pod czystym niebem na wyjściu z wąwozów mogą powstać wiry przypominające tornado o osi pionowej.
- SZKWAŁNY w paradygmacie pełnego akcentu według Zaliznyaka:
szkwał, szkwał, szkwał, szkwał, szkwał, szkwał, szkwał, szkwał, szkwał, szkwał, szkwał, szkwał, szkwał, szkwał lnu, szkwał, szkwał, szkwał, szkwał, szkwał, szkwał, szkwał, ... - SZKWAŁNY w słowniku rosyjskich synonimów:
silny, huragan, szkwał, szkwał, ... - SZKWAŁNY w Nowym Słowniku Wyjaśniającym Języka Rosyjskiego autorstwa Efremowej:
przym. 1) Znaczenie korelacyjne. z rzeczownikiem: związany z nim szkwał. 2) a) Przypomina szkwał (1). b) przeniesienie Mocny, … - SZKWAŁNY w Kompletnym Słowniku Ortografii Języka Rosyjskiego.
- SZKWAŁNY w Słowniku wyjaśniającym języka rosyjskiego Uszakowa:
szkarłatny, skłębiony. O strzelaniu: bardzo mocny. Otwórz ciężki ogień z... - SZKWAŁNY w Słowniku wyjaśniającym Efraima:
szorstki przym. 1) Znaczenie korelacyjne. z rzeczownikiem: związany z nim szkwał. 2) a) Przypomina szkwał (1). b) przeniesienie Mocny, … - SZKWAŁNY w Nowym Słowniku języka rosyjskiego autorstwa Efremowej:
przym. 1. stosunek z rzeczownikiem związany z nim szkwał 2. Przypominający szkwał 1. ott. przeł. Mocny, … - SZKWAŁNY w dużym współczesnym słowniku wyjaśniającym języka rosyjskiego:
przym. 1. stosunek z rzeczownikiem związany z nim szkwał 2. Towarzyszy mu szkwał [szkwał 1.]. 3. przelew Pojawienie się nagle... - JAN SOCHAWSKI w drzewie encyklopedii prawosławnej:
Otwórz ortodoksyjną encyklopedię „DRZEWO”. Jana Nowego, Sochawskiego, Biełgorod (ok. 1300 - 1330), wielki męczennik. Wspomnienie 2 czerwca... - SZKWAŁ w Słowniku Encyklopedycznym:
a, m. 1. Silny i ostry podmuch wiatru, któremu zwykle towarzyszy burza. Squally - będący szkwałem, przypominający lub zapowiadający szkwał.||Por. ... - SZKWAŁ w Słowniku Encyklopedycznym:
, -a, k. 1. Silny i ostry podmuch wiatru, któremu zwykle towarzyszy burza. Sz. 2. transfer, co. O silnych... - OGIEŃ w Słowniku Encyklopedycznym:
, ogień, m. 1. Spalanie gazów świetlnych o wysokiej temperaturze, płomień. Spalić w ogniu. Bać się kogoś lub czegoś. jak ogień (bardzo silny). Uruchomić... - WOJNA W WIETNAMIE - F. WIETNAMIZACJA w słowniku Colliera:
Do artykułu WOJNA W WIETNAMIE R. Nixon, który zastąpił Johnsona na stanowisku prezydenta w styczniu 1969 r., zapowiedział przejście do „wietnamizacji” wojny, która… - II WOJNA ŚWIATOWA: KLUCZOWE DECYZJE: 1944 w słowniku Colliera:
Przejdź do artykułu II WOJNA ŚWIATOWA Inwazja na Wyspy Marshalla. Pod koniec stycznia 1944 roku na Wyspach Marshalla w... - OGIEŃ w Słowniku epitetów:
1. Płomień; światło od czegoś płonącego; odbicie O jasności, kolorze, temperaturze; o naturze spalania i jarzenia. Szkarłatny, szkarłatno-fioletowy, szkarłatny, bezbarwny, blady, ... - WIATR w Słowniku epitetów:
O sile, szybkości, gęstości, dźwięku. Piekielny (potoczny), szalony, gwałtowny (popularny poeta), burzliwy, szybko latający (przestarzały poeta), szybki, wolny (popularny poeta), wyjący, powolny, gadatliwy, ...
Szkwał to nagły wzrost wiatru przed burzą z gwałtowną zmianą kierunku.
Sztorm często porównuje się do uderzenia: zniszczenia, jakie powoduje szkwał w ciągu kilku minut, są tak wielkie.
W swojej sile szkwał nie tylko nie ustępuje burzom, ale nawet je przewyższa.
Szczególną uwagę zwrócono na badania natury szkwałów pod koniec ubiegłego wieku, po katastrofie w 1878 roku z angielską fregatą wojskową Eurydice. Fregata wracała z długiej podróży. Na molo było pełno witających. Na horyzoncie pojawiła się „Eurydyka”, z każdą minutą wyłaniając się coraz wyraźniej. Kiedy do brzegu pozostały już tylko 2-3 km, nagle rozpętał się szkwał. Wiatr zwalał ludzi na molo z nóg. Masa mokrego śniegu pokryła cały horyzont, zamieniając dzień w noc. Morze wrzało i pokryło się ogromnymi falami. Trwało to nie dłużej niż pięć minut. Huraganowy wiatr nagle ucichł, śnieg przestał padać, a niebo się przejaśniło. Ale po fregacie nie pozostał żaden ślad! Ludzie na próżno wpatrywali się w morze. To było puste. Fregata „Eurydyka” została przewrócona przez podmuch wiatru i natychmiast zatonęła wraz z całą załogą. Zaledwie kilka dni po szkwale nurkowie znaleźli statek na dnie morza przy wejściu do zatoki. Kiedy z różnych miejsc zebrano informacje o przejściu huraganu, okazało się, że poruszał się on z ogromną prędkością – 90 km/h – w bardzo wąskim (2-3 km) pasie. Długość pasa wynosiła ponad 700 km.
Obecnie wiadomo już dobrze, co powoduje tak nagły huraganowy wiatr. Szkwał występuje, gdy zimne masy powietrza napływają do ciepłych. Zwykle ma to miejsce podczas frontu chłodnego. Kiedy zimne powietrze napływa do wnętrza, wypiera ciepłe, powodując jego unoszenie się w górę. Kiedy ciepłe powietrze ochładza się powyżej, tworzą się chmury Cumulonimbus, które wybuchają ulewami, gradem i szkwałami, które zawsze tworzą się w długim, wąskim pasie, zwykle o szerokości od 500 m do 6 km. Słabe wiatry zwykle wieją przed frontem szkwału. Na samym froncie wiatr gwałtownie zmienia kierunek, czasem nawet na zupełnie przeciwny i przybiera na sile.
Chmura szkwałowa ma bardzo charakterystyczny wygląd: jest czarna, z poszarpanymi krawędziami, przypominającymi opadające pazury i białą kurtyną deszczu w głębi chmury. Chmura schodzi nisko nad ziemię; jego dolna krawędź cały czas zmienia kształt. Po pojawieniu się tej chmury obserwator może odgadnąć nadchodzący szkwał.
Silny szkwał przetoczył się nad Moskwą 28 maja 1937 r. Prędkość wiatru szkwałowego osiągnęła 35 m/s, a siła wiatru natychmiast i gwałtownie wzrosła. Szkwał trwał kilka minut, towarzyszyły mu burze, deszcz i grad. Krople deszczu, rozgniecione przez wiatr, pędziły nieprzerwaną kurtyną niczym burza śnieżna. W zapadającym zmroku nie można było dostrzec niczego w odległości trzech kroków. Ryk szkwału został zagłuszony przez grzmoty.
W 1942 roku w Tacoma (USA) szkwał zniszczył most wiszący nad zatoką o długości około kilometra.
Obecnie naukowcy nauczyli się przewidywać szkwały. Aby to zrobić, musisz codziennie monitorować mapy pogody pod kątem zimnych frontów.
Określając ich ruch, można szybko ostrzec obszary zagrożone szkwałami.
TORNADA (TORNADO, TROMBUR)
W naturze czasami zdarza się, że wszystko się uspokaja, ale to cisza przed burzą. Zbliża się ogromna ciemna chmura. Grzmot staje się coraz silniejszy. I nagle zza kurtyny deszczu z prawej strony chmury zaczyna wyłaniać się obrotowy wał. Wijąc się jak wąż, podchodzi do krawędzi chmury, pochyla się i schodzi na ziemię. Dlatego opada coraz niżej. Wirująca kolumna kurzu unosi się z ziemi w jego stronę, tworząc postać podobną do trąby gigantycznego słonia. Wewnątrz „pnia” powietrze wiruje z ogromną prędkością i jednocześnie energetycznie unosi się spiralnie w górę. „Pień” nie stoi w miejscu, porusza się cały czas, choć stosunkowo wolno. Kiedy „pień” zbliża się do miejsca obserwacji, można zobaczyć huraganową prędkość rotacji powietrza z latających gałęzi, gałązek, a czasem desek i kłód. Trwa to przez 1-2 minuty, po czym trąba powietrzna szybko przechodzi dalej i rozpoczyna się regularna burza z ulewnym deszczem.
Taki wir nazywa się tornado. Prawie zawsze kojarzy się z burzą. Prędkość wiatru wewnątrz tornada może osiągnąć 100 metrów na sekundę lub więcej, znacznie przekraczając prędkość silnych huraganów. Średnica tornada na powierzchni wody waha się od 25 do 100 m, na lądzie jest jeszcze większa - od 100 do 1000 m, a czasem nawet do 1,5-2 km. Pozorna wysokość „pnia” sięga 800-1500 m.
W USA i Meksyku tornado nazywa się inaczej - tornado, a w Europie Zachodniej - skrzep krwi. Tam, na obszarach wiejskich, mieszkańcy zakładają specjalne piwnice, w których ukrywają się, gdy zbliża się to groźne zjawisko naturalne. Tornada widzimy bardzo rzadko. Małe zakurzone kolumny wirowe przypominające wzór tornada nie są tornadami: mają zupełnie inne pochodzenie.
Należy zaznaczyć, że wiatr w czasie przejścia tornada, nawet w niewielkiej odległości od niego, ma taką samą prędkość, jak przed pojawieniem się tornada. Czasami, gdy przez jakiś obszar przechodzi tornado, niszcząc wszystko na swojej drodze, w odległości kilkudziesięciu metrów od niego panuje niemal całkowity spokój.
Silne rozrzedzenie powietrza wewnątrz tornada powoduje znaczny spadek temperatury, co prowadzi do kondensacji pary wodnej w powietrzu; Dlatego „pień” wygląda jak mętna kolumna. Spadek ciśnienia wyjaśnia również efekt ssący tornada, który chwyta różne przedmioty i przenosi je na duże odległości. Trąby wodne mogą wysysać ryby i wyrzucać je na brzeg. „Rybie deszcze” to zjawisko, które dawniej przerażało ludzi. Jeśli tornado przejdzie przez „kwitnące” bagno, w którym znajduje się „zardzewiała woda”, wówczas na sąsiedni obszar wyrzuci „krwawy deszcz”.
W 1927 roku w okolicach miasta Serpukhov nad jednym z małych jezior pojawiło się tornado. Zebrał do swojego gigantycznego „pnia” mnóstwo wody wraz z rybami, pojechał do miasta i na jego obrzeżach wylał na ziemię całą zawartość „pnia”.
W 1933 roku na Dalekim Wschodzie, we wsi Kawalerowo, położonej 50 km od morza, po ulewnych opadach deszczu, na polach odkryto dużą liczbę meduz. Tornado sprowadziło ich tutaj.
Tajemnica pochodzenia tornad nie została jeszcze rozwiązana. Naukowcy sugerują, że tornado powstaje w centralnej części potężnej chmury burzowej, gdzie obserwuje się najsilniejsze prądy wstępujące i gwałtowne skoki wiatru, zarówno co do kierunku, jak i siły. Oto „oś” przepływów pionowych. Jeśli te najsilniejsze prądy wstępujące zostaną „wywrócone” przez jeszcze silniejszy poziomy przepływ powietrza, wówczas powstanie wir o osi poziomej. Porwany przez poziomy prąd, będzie miał wrażenie, że toczy się do przodu i zaczyna wyłaniać się z chmury. Zgodnie z prawami mechaniki taki wir powinien przybrać kształt pierścienia. Dlatego wir zaczyna się wyginać po obu stronach chmury i opadać na ziemię. Rzeczywiście, dość często obserwowano dwustronne tornado, które jednocześnie opuszczało swoje „pnie” na lewo i prawo od chmury.
Tornado, które opadło po prawej (pod względem ruchu) stronie chmury, powinno obracać się w kierunku przeciwnym do ruchu wskazówek zegara, a tornado, które opadło po lewej stronie, powinno obracać się zgodnie z ruchem wskazówek zegara. Potwierdzają to obserwacje lokalizacji powalonych drzew w lesie na „polanie tornado” oraz pozostałych drzew, których korony zostały wykręcone przez tornado. Ustalono, że powstanie tornada w chmurze następuje na wysokości 3-4 km.
Ponieważ tornado jest zjawiskiem rzadkim i lokalnym, jego przewidzenie jest prawie niemożliwe. Jeśli chodzi o walkę z nim, już w ubiegłym wieku trąby wodne rozbijano kulami armatnimi. Jest to całkiem możliwe, jeśli pamiętamy, że średnicę trąb wodnych mierzy się w metrach, rzadko w dziesiątkach metrów. Jest mało prawdopodobne, aby w ten sposób udało się rozbić tornado lądowe o średnicy kilkuset metrów.
Jeśli znajdziesz błąd, zaznacz fragment tekstu i kliknij Ctrl+Enter.
Silny wiatr, w tym szkwał
Do kategorii „silny wiatr” zalicza się wiatry o niszczycielskiej sile, których prędkość wiatru charakterystyczna jest do 25 m/s (na wybrzeżach morskich iw obszarach górskich – 35 m/s). Czas trwania silnego wiatru może być dowolny. Zazwyczaj silne wiatry na średnich szerokościach geograficznych kojarzone są z obszarami o dużych różnicach ciśnienia atmosferycznego, spowodowanymi albo aktywną aktywnością cyklonową (wiatry gradientowe), albo silną konwekcją ( szkwały i tornada). Największym zagrożeniem jest szkwał.
Szkwał- nagły i krótkotrwały wzrost prędkości wiatru (powyżej 15 m/s, często powyżej 20-30 m/s), któremu towarzyszy zmiana jego kierunku. Podczas szkwału następuje skok ciśnienia atmosferycznego, wilgotności względnej i gwałtowny spadek temperatury. Szkwałowi często towarzyszą opady deszczu i burze. Występują szkwały śródmasowe i czołowe. Szkwały wewnątrzmasowe są powiązane z potężnymi chmurami konwekcyjnymi – chmurami cumulonimbus, które pojawiają się podczas gorącej letniej pogody nad lądem lub w zimnych, niestabilnych uwarstwionych masach powietrza nad ciepłą powierzchnią. Szkwały czołowe kojarzone są głównie z chłodnymi frontami atmosferycznymi, z przedczołowymi chmurami Cumulonimbus. W obu przypadkach w chmurach i pod nimi następuje wirowy ruch powietrza o poziomej osi obrotu. Istnieją szkwały orograficzne, które powstają w wyniku wpływu orografii na główne przepływy powietrza w atmosferze. Należą do nich na przykład bor i suszarka do włosów.
Na podstawie informacji satelitarnych szkwały rozpoznawane są poprzez monitorowanie rozwoju chmur Cumulonimbus. Szkwały występują na przodzie chmur cumulonimbus. Czasami pasma chmur Cumulonimbus tworzą linie szkwałów (Rysunek 1).
Ryż. 1. Linia szkwału, według danych Zachodniosyberyjskiego Regionalnego Centrum Zarządzania Kryzysowego, AVHRR/NOAA, 17.06.2007, 14.06. GMT.
W skrajnych przypadkach front szkwału utworzony przez prąd zstępujący może osiągnąć prędkość przekraczającą 50 m/s, powodując zniszczenia domów i upraw. Częściej do poważnych szkwałów dochodzi, gdy zorganizowana linia burz rozwija się przy silnym wietrze na średnim poziomie. Jednocześnie pod względem dotkliwości zniszczeń obraz przypomina zniszczenia spowodowane przez tornado. Ale w tornadach zniszczenie następuje po okręgu, a szkwał burzowy spowodowany prądem zstępującym powoduje zniszczenia głównie w jednym kierunku. Po zimnym powietrzu zwykle następuje deszcz. W niektórych przypadkach krople deszczu całkowicie wyparowują podczas opadania, powodując suchą burzę.
Wyznaczanie prędkości i kierunku wiatru na podstawie danych satelitarnych
Analizę danych chmurowych z satelitów można wykorzystać do pośredniego oszacowania niektórych parametrów powierzchni bazowej. Dokładność takiej oceny jest znacznie niższa od dokładności pomiarów instrumentalnych, dlatego wskazane jest wykorzystanie danych z takiej oceny dla obszarów o rzadkiej sieci stacji meteorologicznych lub rozległych przestrzeniach mórz.
Do oszacowania prędkości i kierunku wiatru można wykorzystać zarówno wielkoskalowe, jak i mezoskalowe struktury chmur obserwowane na zdjęciach satelitarnych. Należą do nich wielkoskalowe pasma chmur i obszary chmur w cyklonach, linie i brzegi chmur, komórki konwekcyjne oraz przedłużenia chmur cirrus.
Do określenia prędkości i kierunku wiatru można wykorzystać systemy chmurowe związane z procesami konwekcyjnymi w atmosferze. Kiedy chmury konwekcyjne mają małe wymiary poziome, charakteryzują ruch powietrza w dolnej troposferze. Kiedy osiągną stadium cumulonimbusa, pokazuję ruch mas powietrza w górnej troposferze.
Obszary wtargnięcia niestabilnego, warstwowego zimnego powietrza można zobaczyć na obrazach chmur poprzez duże ilości chmur cumulus i cumulonimbus. Dzieje się tak szczególnie często na tyłach cyklonów. Nad oceanem chmury konwekcyjne tworzą otwarte komórki i grzbiety. Największe grzbiety odpowiadają frontom wtórnym i są zlokalizowane wzdłuż linii zbieżności przepływów. Na kontynencie układ chmur jest bardziej złożony, ale nawet tam wyraźnie widoczna jest struktura grzbietów chmur. Trwale uwarstwiona masa zimnego powietrza (szczególnie zimą nad kontynentem) charakteryzuje się zazwyczaj brakiem chmur. A granicę zimnej inwazji w prawie wszystkich przypadkach wyznacza jasny, pochmurny pas zimnego frontu (ryc. 2).
Ryż. 2. Duże ławice chmur składające się z chmur Cumulonimbus przed zimnym frontem nad krajami bałtyckimi, AVHRR/NOAA, 5 maja 2008 r.
W tym przypadku możliwe jest jedynie przybliżone określenie kierunków wiatru, koncentrując się głównie na polu ciśnienia. Kiedy prędkość wiatru z tyłu cyklonu wzrasta i zaczyna się zimna adwekcja, formacje chmur przekształcają się w łańcuchy o konfiguracji zbliżonej do grzbietów chmur. Kierunek wiatru w dolnej troposferze pokrywa się z orientacją łańcuchów chmur. A prędkość wiatru wynosi 70-80% prędkości wiatru dla zwałów chmur. Banki chmur powstają, gdy masy zimnego powietrza szybko przemieszczają się nad ciepłą powierzchnią. Pod wpływem uskoku wiatru chmury konwekcyjne układają się w grzbiety, zorientowane w kierunku wiatru w warstwie chmur. Średnia prędkość wiatru w grzbietach nie jest zbyt duża, do 10-12 m/s, należy jednak liczyć się z tym, że odchylenie prędkości rzeczywistej od wartości średniej może być znaczne. Nad powierzchnią morza prędkość wiatru w obecności grzbietów może osiągnąć 30 m/s. Dlatego przy szacowaniu prędkości wiatru należy uwzględnić ogólne położenie synoptyczne, zwiększając prędkość średnią o 5-10 m/s w tylnej części wirów chmur i zmniejszając ją o 5 m/s w pobliżu centrów antycyklonów . Rzeczywiste odchylenie wiatru od grzbietów chmur nie przekracza kilku stopni, zatem w praktyce można przyjąć, że kierunek wiatru pokrywa się z kierunkiem grzbietu chmur.
Kierunku wiatru przy ziemi nie należy wyznaczać na podstawie dużych ławic chmur składających się z chmur Cumulonimbus, gdyż są one z reguły zorientowane wzdłuż wiatru termicznego w środkowej troposferze. Przykładowo na ryc. 2 widać, jak odmienne jest położenie dużych grzbietów na tle frontu zimnego i małych grzbietów za frontem.
Na podstawie pióropuszów chmur cirrus pochodzących z mas chmur czołowych i mas cumulonimbusów można określić kierunek wiatru w górnej troposferze, ponieważ pokrywa się on dobrze z kierunkiem odpływu chmur cirrus.
Masy chmur warstwowych i obszary mgły wskazują na niską siłę wiatru w tym obszarze.
Sytuacja synoptyczna przed powstaniem niebezpiecznego zjawiska uległa lekkiej zmianie na trzy dni. Region północno-zachodni został dotknięty rozległym, wolno poruszającym się cyklonem. Centrum cyklonu znajdowało się nad Europą Środkową, a w niższych warstwach atmosfery zaobserwowano ciepły front atmosferyczny rozciągający się nad regionem północno-zachodnim oraz południowym i południowo-zachodnim transportem (ryc. 3).
Ryż. 3 – Powierzchniowe pole baryczne 22.08.07 o godzinie 00 GMT
Dzień wcześniej burze obserwowano w krajach bałtyckich, pskowskim, twerskim i moskiewskim, powoli przemieszczając się na północ. Cyklon był w pełni uformowaną formacją baryczną i był już widoczny w górnych warstwach atmosfery (ryc. 4-5).
Ryż. 4 - Pole geopotencjalne AT-850. Rys.5 - Pole geopotencjalne AT-500,
22.08.07 dla 00 GMT 22.08.07 dla 00 GMT
Wszystkie zachodnie regiony Rosji znalazły się w ciepłym sektorze tego cyklonu. Rankiem 22 sierpnia centra burzowe pozostały w krajach bałtyckich i w obwodzie pskowskim, nadal rozprzestrzeniając się na północny wschód. Po lekkiej przerwie aktywność konwekcyjna rozpoczęła się ponownie w środku dnia, już na obszarze obwodów leningradzkiego i nowogrodzkiego (ryc. 6) w dniu 22.08.07 o godzinie 12 GMT).
Ryż. 6. Powierzchniowe pole baryczne 22.08.07 o godzinie 12 GMT
Na zdjęciach satelitarnych wyraźnie widać dwie oddzielne chmury Cumulonimbus nad środkową częścią Zatoki Fińskiej i na zachód od Nowogrodu Wielkiego. Rozwijając się szybko, przesuwają się w stronę regionu Leningradu. Dalszy rozwój tych chmur konwekcyjnych wyraźnie widać na kolejnych zdjęciach (ryc. 7).
Rys. 7 – Zdjęcia satelitarne dla dnia 22.08.07 w okresie od 00.04 do 23.54 GMT,
Kanał 4 AVHRR/NOAA.
Proces rozwoju chmur konwekcyjnych zachodzi w ciepłej masie powietrza. Warunki do wystąpienia szkwałów powstają po południu, kiedy chmury Cumulonimbus w rejonie Tichwinu i nad wschodnią częścią Zatoki Fińskiej osiągają średnicę setek kilometrów. Zwiększa się nie tylko wielkość mas chmur, ale także ich pionowy zasięg (ryc. 8-9). Począwszy od 11.41 struktury wirowe górnej granicy poszczególnych mas chmur można prześledzić w polu temperatury i wysokości górnej granicy chmur (CTL) (środek.
Ryc.8. Najwyższa temperatura chmur w dniu 22.08.07 w okresie od 03.22 do 14.54 GMT.
Ryż. 9– Wysokość wierzchołka chmur w dniu 22.08.07 w okresie od 03.22 do 14.54 GMT.
W pierwszej połowie dnia temperatura powietrza na północnym zachodzie wzrosła do +25…+29°C. W drugiej połowie dnia w obwodzie leningradzkim rozpoczynają się burze z opadami deszczu (ryc. 10).
Ryż. 10. Zjawiska pogodowe 22.08.07 o godzinie 15 GMT
W drugiej połowie dnia w całym województwie wystąpiły ulewne opady deszczu dochodzące do 25-35 mm. Do czasu maksymalnego rozwoju chmur cumulonimbus stacje pogodowe w regionie odnotowały nie tylko niekorzystne zjawiska, ale także zjawisko niebezpieczne - wzmożone wiatry. O godzinie 12.20 stacja meteorologiczna w Tichwinie zarejestrowała szkwał o prędkości 20 m/s. Ogromna masa chmur w tym miejscu, według danych satelitarnych z godziny 12.08 GMT, ma gładkie zaokrąglone krawędzie (ryc. 7-9, 11), w jej przedniej części, tuż w rejonie Tichwina, pojawia się szkwał.
Z danych dotyczących różnic między kanałami radiometru przedstawionych na ryc. 9 jasno wynika, że chmury cumulonimbus, których wierzchołki mają mikrostrukturę krystaliczną, nie różnią się jasnym białym odcieniem od chmur cirrus przy różnicy 5 i 4 kanałów (ryc. 11a). Różnica między kanałami 3 i 4 (ryc. 11b) zaznaczonymi na czarno (wartości dodatnie) pokazuje, że silne centra konwekcyjne tworzą dominujący udział z kanału 3 (3,7 μm) ze względu na silną emisję własną i odbicie promieniowania słonecznego w tym zakresie widmowym . Różnica pomiędzy 3 a 4 kanałami radiometru AVHRR jest złożonym wskaźnikiem ER związanym z procesami konwekcyjnymi, jak w przypadku ER „silnych opadów”.
a) 5 i 4 kanały AVHRR/NOAA b) i 4 kanały AVHRR/NOAA
Ryż. 11 – Chmury Cumulonimbus na obrazach różnicowych 22.08.07 o godz. 11.41
Rozwój chmur Cumulonimbus i ich przemieszczanie się na północny wschód od regionu potwierdzają dane meteorologiczne z radarów (ryc. 12). Dane dotyczące wysokości VGO MRL i sondowań satelitarnych w strefie widoczności radaru są zbieżne.
Ryc. 12. Wysokość wierzchołka chmur i zjawiska pogodowe według danych MRL dla okresów 8.55-15.48 GMT, 22.08.07.
Rozwój chmur cumulonimbus nad Zatoką Fińską doprowadził do aktywnej aktywności burzowej, a około godziny 14:00 we wsiach Solnechnoye i Kirillovskoye zaobserwowano grad. Występowanie gradu potwierdzają także dane meteorologiczne przedstawione na odpowiednich zdjęciach (ryc. 13).
Ryż. 13. Zjawiska pogodowe według danych MRL za okresy 11.18 -12.18 GMT, 22.08.07.
Zgodnie ze znakami analizy chmur, jeśli bardzo silna chmura zamienia się w burzę, w jej górnej części tworzy się „kowadło”; jeśli chmura uwalnia tarczę chmur w kształcie krzyża w kształcie wachlarza, to wskazuje na powstawanie gradu w chmurze i gotowość chmury do wytworzenia tego gradu. Zdjęcia satelitarne (ryc. 5-7, 9) wyraźnie pokazują obecność tarczy chmur cirrus wyrzuconych na północny zachód w pobliżu masy chmur położonej nad wschodnią częścią Zatoki Fińskiej. W tym przypadku taki znak tworzenia miasta w pełni się uzasadnia.