Amennyiben a vertikális szélnyírás gyenge, a konvektív fel- és leáramlások kialakításában a felhajtóerő a meghatározó. Ebből az ismeretterjesztő anyagból a felhajtóerővel, labilitással kapcsolatos alapismereteket tanulhatjuk meg. Ennek során egy egycellás zivatarfelhő életciklusán keresztül bepillantunk az alapvető folyamatokba, megvizsgáljuk a termodinamikai diagramok és a kapcsolódó paraméterek használatát, és különböző meteorológiai összefüggésekre világítunk rá.
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). | |||
|
|||
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. |
|||
|
|||
2.2 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. |
|||
|
|||
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. |
|||
|
|||
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. | |||
|
|||
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.
|
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 - 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.
|
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.
|
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.
|
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.
|
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.
|
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.
|
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 |
|
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).
|
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.
|
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.
|
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 | |
| eredeti forrás: | |
| — | Principles of Convection I: Buoyancy and CAPE |
| — | COMET program |
| — | Molnár "Storman" Ákos |
| — | Polyánszky "Meteorman" Zoltán |
