Tornádóvadászat az USA-ban 2017 - napló & chat

A konvekció alapjai I. - Felhajtóerővel kapcsolatos alapismeretek

Kategória: 
ismerettejesztő anyagok

1. Bevezetés  - a felhajtóerő

A felhajtóerő (pozitív előjellel) olyan felfelé ható erő, mely egy légrész és a környező levegő közti sűrűségkülönbség révén alakul ki. Ez az erő a légrészek függőleges gyorsulását idézi elő, ily módon alapvető szerepet játszik a konvektív fel- és leáramlások létrejöttében. Számos tényező növelheti, ill. csökkentheti a légrészekre ható felhajtóerőt. A hőmérséklet és a páratartalom emelkedése fokozza, míg a kondenzáció során megjelenő (lebegő) felhőcseppek és a hulló csapadék csökkenti a felhajtóerőt.

A nagyskálájú mozgások esetében a felhajtóerő és (a nagyobb nyomás felől a kisebb felé mutató) függőleges nyomási gradiens erő összemérhető egymással, az ilyen mozgások hidrosztatikus egyensúlyban vannak. Kisléptékű folyamatoknál azonban - mint pl. a konvekció esetében - a felhajtóerő lényegesen meghaladhatja a függőleges nyomási gradiens erőt. Ennek eredményeképpen a függőleges gyorsulás sokkal nagyobb lehet, mint ami a nagyskálájú mozgásokra jellemző. Ezeket a mozgásokat nem-hidrosztatikusnak nevezzük.

Amennyiben a vertikális szélnyírás gyenge, a konvektív fel- és leáramlások kialakításában a felhajtóerő a meghatározó. Erősebb szélnyírás esetében a feláramlás és a szélnyírás kölcsönhatása erősítheti ill. gyengítheti is a vertikális gyorsulásokat. Ezt a kölcsönhatást "A konvekció alapjai III. - A szélnyírás és a konvekció kapcsolata" című anyagban mutatjuk be részletesebben.

2. Felhajtóerővel kapcsolatos folyamatok

  A felhajtóerővel kapcsolatos alapvető folyamatokat egy szélnyírásmentes környezetben kifejlődő, egycellás zivatarfelhő jellemző életciklusán keresztül mutatjuk be (1. ábra).
 
 
1. ábra
Egy szélnyírásmentes környezetben kifejlődő, egycellás zivatarfelhő jellemző életciklusa
 
2.1  Első szakasz - fejlődő stádium
  Azt a magasságot, ahol az emelkedő légrész először válik melegebbé (kevésbé sűrűvé) a környező levegőnél, szabad konvekciós szintnek (LFC - level of free convection) hívjuk.

Instabil légköri feltételek mellett az LFC-t elérő légrész addig emelkedik tovább szabadon (2. ábra), amíg olyan hideg (sűrű) nem lesz, mint a környező levegő. Az a magasban elhelyezkedő szint az egyensúlyi szint (EL - equilibrium level), mely fölött a környező levegő már végig melegebb az emelkedő légrésznél.

 
 
2. ábra
Egy szélnyírásmentes környezetben kifejlődő, egycellás zivatarfelhő fejlődő stádiumban
 
2.2  Második szakasz - érett stádium
  Elérve az EL magasságát, a légrész hőmérséklete éppen a környező levegőével fog megegyezni. Mivel azonban a légrész bizonyos mennyiségű momentummal rendelkezik, némileg még az EL felett is folytatja emelkedését, noha ekkor már hidegebb a környezeténél. Ez a járulékos emelkedés hozza létre az üllőből kitüremkedő ún. túlnyúló csúcsot. A környezeténél hidegebb légrész végül az EL felé kezd süllyedni. A légrész azután még - egyre kisebb mértékben - tovább oszcillálhat az EL körül. A folyamat ismétlődésével ezen a szinten egyre inkább felhalmozódnak a légrészek, és kénytelenek oldalirányban szétterjedni, létrehozva a zivatarfelhő üllőjét (3. ábra).

Mialatt mindez lezajlik, a feláramlásban kondenzálódik a nedvesség. A kicsapódott vízcseppek súlya aztán túl nagy lesz ahhoz, hogy a feláramlás fenntartsa, így a csapadék a feláramláson keresztül hullani kezd lefelé.

 
 
3. ábra
Egy szélnyírásmentes környezetben kifejlődő, egycellás zivatarfelhő érett stádiumban, szétterülő üllővel
 
2.3  Harmadik szakasz - érett stádium
  A csapadékképződés jelentősen csökkenti a pozitív felhajtóerőt, a lefelé hulló csapadék magával ragadja a levegőt, kialakítva ezzel a leáramlást (4. ábra). Kezdetben a leáramlás erősségét leginkább ez a tényező határozza meg.

A másik összetevő a leáramlás lehűléséhez járul hozzá, mely egyrészt a középszintű szárazabb levegő bekeveredéséből fakad, másrészt a csapadék felhőalap alatti párolgásából származik. Mindkét részfolyamat hűtő hatása növeli a leáramlás és a környezet közötti hőmérsékletkülönbséget, ezáltal fokozva a lefelé irányuló gyorsulást.

Esettanulmányok alapján elmondható, hogy a zivatarokban leáramló levegő nagy része középszintről származik, általában 3-5 km magasságból.

 
 
4. ábra
Egy szélnyírásmentes környezetben kifejlődő, egycellás zivatarfelhő érett stádiumban, fokozódó leáramlással
 
2.4  Negyedik szakasz - feloszló (disszipálódó) stádium
  A leáramlás a felszínt elérve sugárirányban szétterül, hideg légtestet képezve. A terjeszkedő hideg levegő hatására zivataros kifutószél jön létre, melynek vezető éle a kifutó(szél)front (gust front). A zivatarcella végső életstádiumát az jelenti, amikor a le- és kiáramlás válik meghatározóvá (5. ábra). Ekkorra a felhajtóerő már mindenütt negatívvá válik, a cella alól kifutó hideg levegő elvágja a felhő meleg levegővel történő utánpótlását.
 
 
5. ábra
Egy szélnyírásmentes környezetben kifejlődő, egycellás zivatarfelhő feloszló (disszipálódó) stádiumban, amikor a le- és kiáramlás válik meghatározóvá

3. A termodinamikai diagram

Az előrejelző meteorológusok számára a felhajtóerő potenciális erősségének prognosztizálására a legjobb eszköz a termodinamikai diagram, mint pl. a hazánkban használatos emagram, vagy az USA-ban elterjedt Skew-T Log-P diagram (a továbbiakban az utóbbi típussal foglalkozunk). A légrészek emelkedésének és süllyedésének megfelelő görbéit követve az előrejelző a termodinamikai diagram alapján meg tudja becsülni a konvekció le- és feláramlásainak potenciális erősségét. E folyamatokat ezen ismeretterjesztő anyag későbbi részeiben részletesebben bemutatjuk.

Érdemes megvizsgálni, hogy vajon mitől is rendelkezik egy légrész pozitív előjelű felhajtóerővel? Tudjuk, hogy amennyiben egy légrész a környezeténél melegebb lesz, akkor emelkedésbe kezd. Adiabatikus, azaz hőcserementes folyamatokat feltételezve a telítetlen felszínközeli légrész emelkedése a diagram száraz adiabatáját követi (-0.97 C/100 m). Az emelkedő légrész harmatpontja jelöli ki azt az izogramot, amely mentén a keverési arány (vízgőz tömege/száraz levegő tömege) a magassággal felfelé haladva állandó marad.

A diagramon, ahol a száraz adiabata és a harmatpontból indított konstans keverési arány görbéje metszi egymást, a légrész telítetté válik, és megindul a kondenzáció. Ez a metszéspont az emelési kondenzációs szint (LCL - lifting condensation level), mely fölött a légrész (a kondenzáció során felszabaduló látens hő miatt) a nedves adiabatát követi, és emiatt a környező levegőnél melegebbé és kevésbé sűrűvé válhat. Ameddig a nedves adiabata mentén felszálló légrész melegebb és ritkább a környezeténél, folytatja az útját felfelé. Ezen feltétel megléte esetén instabilitásról beszélünk.

Konvekciót gátló légrétegződés hiányában az LCL megegyezik az LFC-vel (7. ábra). A konvekció számára akadályt képező légrétegződés fennállásakor az LFC magasabban lehet, mint az LCL, de soha nem lehet alacsonyabban. A konvektív gátlást a 4. fejezet-ben ismertetjük részletesebben.  

A Skew-T diagram alkotóelemei
6. ábra
A Skew-T diagram alkotóelemei (a függőleges tengely számozása a légnyomást, a vízszintes tengely számozása pedig a hőmérsékletet jelenti)

 

7. ábra
Egy emelkedő légrész útja a termodinamikai diagramon

3.1  Az emelési index (LI)   Az emelési index (LI - lifted index) egy egyszerű paraméter az adott környezeti feltételek esetén fennálló instabilitás mértékének jellemzésére. Kiszámítása egy reprezentatív talajközeli légrész segítségével történik, melyet a száraz adiabata mentén az LCL-ig emelünk, majd a nedves adiabata mentén egy magasabb szintig vezetünk fel, általában 500 hPa-ig. Végül az adott szint környezeti hőmérsékletéből kivonjuk a légrész hőmérsékletét.

Ha a légrész 500 hPa-on hidegebb a környezeténél, akkor az LI pozitív értéket vesz fel, ami negatív felhajtóerőt jelent ezen a szinten, így a légrész kevésbé vagy egyáltalán nem képes magasabbra emelkedni. Fordított esetben, amikor a légrész melegebb a környezeti levegőnél, az LI negatív eredményt ad, és a felhajtóerő pozitív előjelet kap, a légrész tehát tovább tud emelkedni (8. ábra). A 0 alatti LI tehát a konvekció lehetőségére utal, -4-nél alacsonyabb értékek pedig már fokozottabb a heves zivatarok esélye. Az USA középső részein a tavaszi, nyári hónapokban nem olyan ritka a -10-12-es LI sem.

Az LI előnye, hogy könnyen becsülhető vele a várható konvekció mértéke, hátránya viszont az, hogy csak egy szinten hasonlítja össze a légrész és a környezet hőmérsékletét. Emiatt ez az index sokféle helyzetben (pl. középszinten nagy kiszáradás, inverzió) nem mutatja megfelelően a valóban lehetséges konvekció mértékét. Az LI-t ezért érdemes a teljes rádiószondás felszállás ismeretében használni.  

Az emelési index (LI) meghatározása Skew-T diagramon
8. ábra
Az emelési index (LI) meghatározása Skew-T diagramon - a paraméter értékét az emelkedő légrész és a környezete közti hőmérsékletkülönbség adja meg

3.2  A CAPE-index   A felhajtóerő energiájának becslésére egy sokkal jobb módszer, ha a hőmérsékletkülönbséget nem csak egy szinten, hanem az LFC és az EL között minden egyes szinten kiszámítjuk, és ezen különbségeket összeadjuk. A különbségek összegzésével kapott mennyiség egyenlő lesz a 9. ábrán látható, görbék által bezárt ún. pozitív terület nagyságával. Levezethető, hogy a terület nagysága a termodinamikai diagramokon arányos a munkavégzéssel, így ezen terület nagysága arányos lesz a felhajtóerő munkájával. A pozitív területet tehát a CAPE-index (convective available potential energy - konvektív hasznosítható potenciális energia) segítségével tudjuk leírni, melynek mértékegysége a J/kg. A rádiószondás felszállásokat analizáló programok legtöbbje a CAPE-indexet is kiszámolja.

A CAPE kiszámításához rendszerint egy olyan légrészt veszünk alapul, amely az alsó 50-100 hPa átlagos hőmérsékleti és nedvességi viszonyait tükrözi, ugyanis ez a légréteg jellemzi leginkább a zivatarokat tápláló "fűtőanyag" légköri feltételeit.

Zivatarok környezetében az 1000-2000 J/kg körüli CAPE viszonylag gyakorinak számít, bár némelykor 5000 J/kg fölötti értékek is előfordulhatnak.

Nem szabad elfelejtenünk, hogy a CAPE használatakor tekintettel kell lennünk a szonda teljes profiljára, különösképpen a záróréteg erősségére, a vertikális nedvességi viszonyokra, az LFC helyzetére, ill. a CAPE elrendeződésére, ami szintén módosíthatja a konvekciót.  

A CAPE-index meghatározása Skew-T diagramon
9. ábra
A CAPE-index meghatározása Skew-T diagramon - a paraméter értékét a pozitív (narancssárga) terület adja meg

3.3  A maximális vertikális sebesség becslése   A CAPE azért olyan jól használható paraméter az előrejelző szakemberek számára, mert egyenesen aránylik a feláramlások lehetséges maximális sebességéhez (Wmax), ahogy ez a 10. ábra egyenletéből is látható. Ez az egyenlet figyelmen kívül hagyja a bekeveredést, a csapadék jelenlétét és a nyomás perturbáció hatását. Ezen egyszerűsítések következtében a Wmax általában kb. kétszeresen becsli felül a valóságban előforduló feláramlások erősségét.

Ha ezzel az egyenlettel számolunk, akkor egy viszonylag magas 2000 J/kg-os CAPE mellett a Wmax-ra 63.2 m/s-ot kapunk, ami a felülbecslés figyelembevételével egy reálisabb 31.6 m/s-os értéket ad a feláramlások maximális erősségére.  

A feláramlások lehetséges maximális sebességének becslése (Wmax)
10. ábra
A feláramlások lehetséges maximális sebességének becslése (Wmax)

4. A bekeverés és a csapadék hatása

Azt, hogy az adott helyzetben a CAPE értékéből ténylegesen mennyi realizálódik, jelentősen befolyásolja a felhajtóerő függőleges rétegződése és a nedvesség vertikális elrendeződése, továbbá a bekeveredés és a csapadékvíz-tartalom. A 11. ábrán pl. két rádiószondás felszállást láthatunk, melyek azonos nagyságú CAPE-et mutatnak. Az "A" esetben a CAPE a profil alsó felében koncentrálódik, vizuálisan "kövérebb", ugyanakkor a "B" profilon magasabb szintekig nyúlik fel, de "soványabb". Ha minden egyéb légköri feltételt azonosnak veszünk, az A profil erősebb feláramlásokat fog produkálni, mint a B, különösen az alacsonyabb szinteken. Ennek elsődleges oka, hogy a felszínről induló légrész a környezethez képesti nagyobb hőmérséklet-különbség miatt gyorsabban emelkedik, továbbá így kevesebb idő áll rendelkezésre a száraz középszintű levegő bekeveredésére, vagyis kevésbé redukálódik a felhajtóerő. Emellett az A profil erősebb feláramlása több csapadékot tud fenntartani a magasban, tehát kevesebb csapadék hullik vissza a feláramlás alacsonyabb részeibe. A kevesebb csapadék kisebb mértékben ragadja magával lefelé a levegőt a felhő alsó részébe, segítve ezzel az erős feláramlás fennmaradását.

A kisebb hőmérséklet-különbség okozta gyengébb feláramlások ellenére a B esetben az A-hoz hasonlóan nem jelentős a bekeverés negatív hatása, mivel a környezetből bekeveredő levegő nedvesebb a másik profilhoz képest. Emellett azonban a nagyobb arányban hulló csapadék jelentősen csökkenti a maximális feláramlások erősségét az A felszálláshoz viszonyítva.  

Azonos CAPE-értékek, különböző erősségű feláramlások
11. ábra
Azonos CAPE-értékű, de különböző erősségű feláramlásokra utaló Skew-T diagramok

  A 12. ábrán egy olyan példát láthatunk, amikor a két profil CAPE-értéke és vertikális eloszlása is azonos, de a B profilon a magasban jelentős kiszáradás van az A-hoz képest. Az A eset erősebb feláramlásokat eredményez, mint a B, az utóbbinál azonban jóval erősebb leáramlások alakulnak ki. A középszintű száraz levegő nedves levegőbe keveredése visszafogja a felhajtóerőt, elsősorban a párolgás által kifejtett hűtő hatás következtében. Ez végeredményben a feláramlások gyengülését és a leáramlások erősödését okozza.  

Azonos CAPE-értékek és vertikális eloszlások, különböző erősségű leáramlások
12. ábra
Azonos CAPE-értékű és vertikális eloszlású, de különböző erősségű leáramlásokra utaló Skew-T diagramok

5. Konvektív gátlás (CIN)

Eddig szándékosan figyelmen kívül hagytuk a gyakran előforduló záróréteg jelenlétét, amelyet a konvektív gátlás paraméterével (CIN - convective inhibition) írhatunk le (mértékegysége a CAPE-indexhez hasonlóan J/kg). Ez a záróréteg, amely a hőmérséklet vertikális profiljában mutatkozik meg, megakadályozhatja a talajközeli légrészeket az LFC elérésében, meggátolva a zivatarok kialakulását akkor is, ha a magasban nagy labilitás áll rendelkezésre. A záróréteg adott esetben inverziót (a magassággal növekvő hőmérsékletet) is jelenthet, de ez nem szükséges feltétel, mivel a környezet izoterm vagy ahhoz közeli légrétegződése is visszafoghatja a konvekciót. Záróréteg jelenlétében valamilyen további mechanizmusra van szükség annak áttöréséhez. Mezoléptékű emelés hiányában három olyan folyamat mehet végbe, mely segítségével legyőzhető a CIN:  

  a.,   melegedés (13. ábra)
  b.,   nedvesedés (14. ábra)
  c.,   szinoptikus skálájú emelés (15. ábra)

  Az erősebb záróréteg (magasabb CIN) csökkenti a konvekció valószínűségét, de ha esetleg mégis kialakul zivatar, az nagyobb eséllyel válik hevessé. 5.1  Záróréteg megszűnése melegedés során   A melegedés szerepét bemutató 13. ábrán látható, hogy a záróréteg mindaddig meggátolja a konvekció kialakulását, amíg a levegő a talaj közelében fel nem melegszik egy bizonyos mértékig. A CAPE-pel jellemzett instabilitás a besugárzásból fakadó hőmérsékletemelkedésnek megfelelően napközben növekszik, amíg a melegedés teljesen meg nem szünteti a záróréteg hatását. Az ekkor kitörő zivatarok sokkal erősebbek lehetnek, mintha CIN hiányában keletkeztek volna a nap korábbi szakaszában, amikor a talajközeli légréteg még nem melegedett fel jelentős mértékben. A hőmérséklet emelkedése nem csak kizárólag a besugárzáshoz köthető, hanem melegadvekció is okozhatja.  

13. ábra
Záróréteg megszűnése melegedés során

5.2  Záróréteg megszűnése nedvesedés által   A záróréteg megszűnésének másik módja, ha a légkör alsó rétegeiben a nedvesség, azaz a harmatpont növekszik. A 14. ábra animációján nyomon követhető, ahogy a termodinamikai diagramon a növekvő harmatpont az emelkedő légrész útját jobbra tolja el. E folyamat végül odáig vezet, hogy a légrész útja során végig melegebb lesz környezeténél, ezáltal teljesen felszámolódik a CIN.

Az alacsonyabb szintek harmatpontjának növekedése bekövetkezhet nedvesség-advekció során, vagy akár a helyi nedvesség-források (pl. tó, öntözött föld, stb.) párolgása miatt. Ahogy azt a 14. ábrán is megfigyelhetjük, az alacsonyszintű nedvesség-advekció rövid idő alatt jelentősen lecsökkentheti a negatív terület (CIN) nagyságát. Az advekció szerepe még akkor is jelentős lehet, ha a levegő már eredetileg is nedves. A párolgás akkor igazán hatékony, amikor a feltételek kezdetben szárazak, vagy csak kis mértékű harmatpont-emelkedés szükséges a záróréteg áttöréséhez.  

14. ábra
Záróréteg megszűnése nedvesedés által

5.3  Záróréteg megszűnése szinoptikus skálájú emelés révén   A záróréteget szinoptikus skálájú emelés is megszűntetheti, pl. egy rövidhullámú teknő vagy egy hidegfront átvonulása során. A 15. ábrán látható, hogy e folyamat megemeli, gyengíti, ill. balra tolja el a záróréteget. Mivel ez a mechanizmus önmagában meglehetősen lassan fejti ki hatását, ezért sokkal hatékonyabb, ha kombinálódik az alsóbb szintek hőmérsékletének és/vagy harmatpontjának emelkedésével.  

15. ábra
Záróréteg megszűnése szinoptikus skálájú emelés révén

6. A leáramlások erőssége

A leáramlások erőssége és a talajra érkező, radiális irányban kifutó hideg levegő a meghatározója a zivataros kifutószél erősségének, és az ennek vezető éle mentén kialakuló újabb celláknak. A leáramlások erősségét (szélnyírásmentes környezetben) elsődlegesen a felhő csapadékvíz-tartalma, illetve a párolgás mértéke határozza meg. A felhő csapadékvíz-tartalma egyrészt a légrészek nedvességtartalmától, másrészt a feláramlások erősségétől függ, amely kezdetben késleltetni tudja a csapadékhullást. A párolgás révén a légrész a környezet levegőjéhez képest lehűl és nagyobb sűrűségűvé válik, ebből következően a leáramlások erősödni, a feláramlások pedig gyengülni fognak. A párolgás hatását a felhő csapadékvíz-tartalma, a környezet kiszáradásának mértéke, ill. a csapadék fajtája határozza meg.

Általában nehéz megbecsülni a csapadékvíz mennyiségének a leáramlások erősségéhez történő hozzájárulását. A párolgás okozta hűlés hatásának becslésére azonban léteznek viszonylag jó módszerek. Az alább következő két alfejezetben erre láthatunk példákat a termodinamikai diagramokon.  

Egycellás zivatarfelhő feloszló (disszipálódó) stádiumban
16. ábra
Egy szélnyírásmentes környezetben kifejlődő, egycellás zivatarfelhő feloszló (disszipálódó) stádiumban, amikor a le- és kiáramlás válik meghatározóvá

6.1  Nedves hőmérséklet, nedves potenciális hőmérséklet   A leáramlások rendszerint 3-5 km-es magasságról indulnak. Ebben a példában (17. ábra) azt feltételezzük, hogy a leáramlás 700 hPa-ról ered és végig a talajig telített marad, nem keveredik a feláramlással.

A leáramló légrész termodinamikai útját úgy becsülhetjük meg, hogy először meghatározzuk az ún. nedves hőmérsékletet, majd onnan a nedves adiabatát követve a talajig süllyedünk. A termodinamikai diagramon úgy határozzuk meg a 700 hPa-os szint nedves hőmérsékletét, hogy 700 hPa-ról a száraz adiabatát addig követjük, amíg az a 700 hPa-os szint harmatpontjából indított izogramot el nem metszi. Ezáltal a légrészt telítésig emeljük, majd a nedves adiabata mentén a kiindulási szintre visszük (ha ezen légrész 1000 hPa-ig süllyed, az így kapott hőmérsékletet nedves potenciális hőmérsékletnek nevezzük). Ebből a példából láthatjuk, hogy a légrész végig hidegebb marad környezeténél, gyorsulva süllyed lefelé.  

17. ábra
A 700 hPa-os szint nedves hőmérsékletének és nedves potenciális hőmérsékletének meghatározása, a leáramló légrész termodinamikai útja

 

DCAPE (downdraft convective available potential energy)
18. ábra
A DCAPE (downdraft convective available potential energy), a CAPE leáramlásokra vonatkozó megfelelője, negatív felhajtóerő

6.2  Lehetséges maximális lehűlés   A nedves potenciális hőmérséklet egy becslést ad a légrész párolgás révén bekövetkező lehetséges maximális hűlésére. A folyamat végeredményeként kapott lehűlés kisebb mértékű lesz, ha a légrész lefelé történő süllyedése során nem marad végig telített. Emiatt az alsóbb szinteken sokkal inkább már a száraz adiabatát fogja követni, mintsem a nedveset (19. ábra).  

Lehűlés felszínközeli párolgással és anélkül
19. ábra
Lehűlés felszínközeli párolgással és anélkül

  A 20. ábrán azt láthatjuk, hogy ha középszinteken nedvesebb a környezet, akkor a nedves potenciális hőmérséklet magasabb, és ezáltal a lehetséges maximális lehűlés is kisebb mértékű lesz, amely pedig csökkenteni fogja a leáramlás erősségét. Ez történik akkor is, ha a leáramlásba bekeveredik a melegebb, nedves feláramló levegő.  

A lehetséges maximális lehűlés a középszintű nedves (potenciális) hőmérséklet függvényében
20. ábra
A lehetséges maximális lehűlés a középszintű nedves (potenciális) hőmérséklet függvényében

6.3  A zivataros kifutófront erőssége   Amellett, hogy a párolgás hat a leáramlás erősségére, döntően befolyásolja a cella alól kifutó szél erősségét is.

A leáramló hideg levegő és az annak következtében kialakuló széllökések közti összefüggés elméletileg meghatározható. A levezetés alapján a kifutófront terjedése egyrészt a kifutó hideg levegő vastagságától, másrészt a környezethez képesti hőmérsékletkülönbségtől függ. Végeredményben tehát minél vastagabb a kialakuló hideg légtest, ill. minél hidegebb a környezetéhez képest, annál nagyobb szelet fog okozni.

A kifutó hideg levegő sebessége a cella élettartalmára is döntő hatással van. Ha a cellától a kifutófront gyorsan eltávolodik, hamar elvágja a meleg nedves levegő utánpótlását, ezzel a cella gyors halálát okozva.  

A kifutófront terjedését, ill. a kifutószél sebességét befolyásoló tényezők
21. ábra
A kifutófront terjedése, ill. a kifutószél sebessége alapvetően két dologtól függ: egyrészt a hideg légtest és a környezeti levegő hőmérsékletkülönbségétől, másrészt a hideg légtest vastagságától

7. Összefoglalás

Ebből az ismeretterjesztő anyagból a felhajtóerővel, labilitással kapcsolatos alapismereteket tanulhattuk meg (az alábbi listában a lényegi elemek vannak röviden kiemelve). Amennyiben a vertikális szélnyírás gyenge, a konvektív fel- és leáramlások kialakításában a felhajtóerő a meghatározó. Erősebb szélnyírás esetében a feláramlás és a szélnyírás kölcsönhatása erősítheti ill. gyengítheti is a vertikális gyorsulásokat. Ezt a kölcsönhatást "A konvekció alapjai III. - A szélnyírás és a konvekció kapcsolata" című anyagban mutatjuk be részletesebben.  

  —   Amikor a vertikális szélnyírás gyenge, döntően a felhajtóerő határozza meg a fel- és leáramlások erősségét
 
  —   A hőmérséklet és a harmatpont emelkedésével a felhajtóerő energiája is növekszik
 
  —   Egy egycellás zivatar életciklusát tekintve, a fejlődő fázisban a feláramlás, míg a későbbi stádiumokban egyre inkább a leáramlás dominál
 
  —   A termodinamikai diagram nélkülözhetetlen eszköz a felhajtóerő vertikális eloszlásának vizsgálatához, melynek jelentős hatása van a feláramlások és leáramlások erősségére
 
  —   Az LI egy egyszerű index a felhajtóerő középszinteken történő becsléséhez, a CAPE egyszerűsített változata
 
  —   A CAPE paraméterrel a felhajtóerő energiáját tudjuk megbecsülni. Becslésünk akkor a legjobb, ha az alsó légkör hőmérsékleti, nedvességi viszonyainak megfelelő átlagát vesszük figyelembe
 
  —   A CAPE paraméterrel megbecsülhetjük a maximális feláramlás erősségét (Wmax)
 
  —   A záróréteg (mérőszáma a CIN - konvektív gátlás) teljesen meg tudja akadályozni, illetőleg késleltetni tudja a konvekció kialakulását
 
  —   A leáramlás és a talajközeli kiáramlások erőssége a felhő csapadékvíz-tartalmától és a párolgási folyamatoktól függ (szélnyírásmentes környezet esetén)
 
  —   Szárazabb középszintű légrétegek általában erősebb leáramlásokhoz vezetnek
Forrás: 
Írta / készítette: 
Fordította: 
 
—   Molnár "Storman" Ákos
—   Polyánszky "Meteorman" Zoltán

Élő viharvadászat

Konvektív előrejelzés

Convective forecast

Köszönjük!

Támogasd a
Viharvadászok Egyesületét
adód 1%-ával!

Adószámunk: 
18033108-1-03

Részletekért kattints!

Zivatar valószínűség a következő órákban

+0h+3h+6h
Budapest
Debrecen
Eger
Győr
Kecskemét
Pécs
Siófok
Sopron
Szeged
Szolnok

Navigáció

Belépés

Jelenlévő felhasználók

Jelenleg 0 felhasználó és 8 vendég van a webhelyen.

Copyright

Az oldalon található minden tartalom (szöveg, kép, videó) - kivéve ahol a feltüntetett forrás ettől eltér - a Magyarországi Viharvadászok és Viharkárfelmérők Közhasznú Egyesületének tulajdonát képezi. Bármilyen nemű felhasználáshoz az Egyesület hozzájárulása szükséges.

info@szupercella.hu