Sörvényes Wörkshop - febr. 22., péntek

 

Mezociklonális tornádók II.

A Tornádók II. címu tudományos anyagunkban részletesen bemutatjuk a tornádógenezis szempontjából lényeges folyamatokat és körülményeket. Többek között megismerkedhettek olyan új fogalmakkal, mint az örvényesség dolése (tilting), az örvényösszehúzódás vagy nyújtás (stretching), köldökzsinór (umbilical cord) és a dinamikus csoeffektus (Dynamic Pipe Effect) jelensége. Anyagunk a tornádók elorejelzése c. fejezettel zárul.

 


1. Tornádók kutatásának történeti áttekintése

A tornádókkal kapcsolatban két fobb, a mai napig nyitott kérdés merül fel:

 

(1) milyen a belso felépítésük, és milyen dinamikai folyamatok hatására alakulnak ki
(2) egyes esetekben miért jönnek létre, máskor pedig miért nem

 

A mai napig nem tudunk ugyanis választ adni arra, hogyan lehet pontosan elore jelezni, hogy egy szupercella produkál-e tornádót vagy sem. Gyakran fordul elo olyan helyzet, hogy két szupercella megfigyelt tulajdonságai teljesen hasonlóak, mégis az egyikben létrejön tornádó, a másikban nem. A kérdés megválaszolását elsosorban az nehezíti, hogy egy tornádóról szisztematikus, idoben és térben is kelloen részletes megfigyelési adatokat igen körülményes gyujteni. Másrészt a tornádó és az ot létrehozó zivatar együttes szimulációja rendkívül számításigényes. A tornádók modellezése ugyanis - relatíve kis méretük miatt - igen magas térbeli felbontást igényel (néhány 10 m). Ugyanakkor a zivatar több 10 km átméroju, így a horizonálisan lefedni kívánt terület rácspontjainak száma a szimulációban elérheti a milliós nagyságrendet (~1000x1000), nem beszélve a vertikális szintekrol (ez egy újabb tízes szorzót jelent). Emiatt nem meglepo, hogy egyértelmuen a tornádó talán a legkevésbé értett jelenség a konvektív folyamatok közül.
 

 

A korai tornádókutatások forrásai foként in situ mérésekbol, fotókból, hagyományos radarokkal készített tanulmányokból és fotogrammetrikusan* elemzett töredékfilmekbol álltak. Ugyanakkor az utóbbi 30 évben készített felvételek csupán a tornádó külso peremén kavargó törmeléket dokumentálják, a kondenzációs tölcsér belsejében található törmelék maga nem látható. Emiatt ilyen módon a tornádó szélmezeje csak kétdimenzióban térképezheto fel (egy második nézopont vagy egy másik megfigyelési szög hiányában).

 

1. kép
A VORTEX2 (Verification of the Origins of Rotation in Tornadoes Experiment 2) a történelem legnagyobb tornádókutatási projektje, melynek fo célja feltárni, hogy hogyan, mikor és miért alakulnak ki a tornádók.  A NOAA (National Oceanic and Atmospheric Administration) és az NSF (National Science Foundation) világszerte több mint 100 tudóst, egyetemi hallgatót és viharvadász csapatot támogatott, hogy meteorológiai adatokat gyujtsenek a szupercellák közvetlen környezetében, illetve az azok alatt. A VORTEX2 csapata 10 mobil Doppler-radarból flottával és 70 egyéb, a mérés-megfigyeléshez szükséges felszereléssel rendelkezett. A projekt terepi méréseit 2009 és 2010 között végezték, de az eredmények kiértékelése és publikálása napjainkban is folyik. 

 

Az USA-ban az 1970-es, illetve 1980-as években kiépülo, rögzített, Doppler-elven muködo radarhálózat már jóval részletesebb információt nyújtott a viharok szélmezejérol. A hálózat térbeli felbontása 500 m és 1 km közötti volt, míg idobeli felbontása 2-5 perc. Emellett az 1970-es évektol már a viharvadászok elkezdték szisztematikusan dokumentálni a tornádókat, a '80-as évektol pedig olyan felszerelésekkel is rendelkeztek, melyekkel in situ méréseket, megfigyeléseket végezhettek. Ezeket a méréseket viszont korlátozottan lehetett felhasználni, mert legfeljebb csak néhány pontra voltak érvényesek. Szintén ebben az idoszakban végeztek laboratóriumi kísérleteket örvénykamrákban (1. ábra) a Purdue Egyetemen és az Oklahomai Egyetemen, amelyek - függetlenül a radaros és a számítógépes technológiától - az elso kvantitatív (azaz mennyiségi jellegu) méréseket nyújtották a tornádóörvények jellegzetességeivel kapcsolatban. Ezt követoen születtek meg az elso numerikus szimulációk a zivatarok skáláján, amelyek esetében a kisebb skálájú örvényeket beágyazott, finomfelbontású rácsmezon modellezték.

 

1. ábra
Tornádószeru örvények modellezése laboratóriumi (örvénykamra) körülmények között.

Örvényvonalak viselkedése egy tornádószimulációban. (Az örvényvonal olyan görbe, amelynek minden pontjában az ottani örvényességvektor az érintoje). (Fent) állandósult áramlás esetén: (balra) mikor nincs azimutális gyorsulás (nincs forgó mozgás); (jobbra) forgó mozgás esetén. (Lent) Balról jobbra az áramlási kép változása az ido függvényében: a levego az örvénykamra központja felé konvergál és annak tetején áramlik ki, miközben nincs felszíni súrlódás; egy vertikális tengelyu örvényvonal látható a kamra külso peremén, amely a befelé mozgás közben megdol; az örvény centrumában süllyedo légáramlás alakul ki és a központi tengely felé történo közeledése megáll; a központi tengely mentén nincs vertikális elmozdulás (Rotunno, 1980).

 

Az 1990-es évek elején léptek be a kutatásba a repülogépre szerelt mobil Doppler-radarok, amelyek az elso VORTEX projekt során az elsodleges adatgyujto eszközöknek számítottak. Bár ezek segítségével a viharokat megfelelo térbeli (mintegy 300 m-es) felbontással tudták követni akár hosszabb ideig is, a repülogépek azonban csak 5 percenként végezhettek méréseket, és a felszínhez közeli képzodmények megfelelo detektálására sem volt lehetoség a domborzat zavaró hatása miatt. Az 1980-as évek végén mobil, felszíni radarokat szereltek kisebb teherautókra, és bár a zivatarok megfigyelése ezzel is problémásnak bizonyult, mégis magasabb térbeli felbontással és gyakrabban tudtak adatokat gyujteni a tornádókról, különösen azok felszínhez közeli régióinál. 
A tornádók megfelelo numerikus szimulációjához mindenképpen szükséges az a feltétel, hogy a folyamatok során az energia túlnyomó részét szállító turbulens örvényeket a modell megfeleloen felbontsa (azaz a rácstávolság jóval kisebb legyen az örvények jellemzo méreténél. Pl. egy átlagos zivatar esetében a meghatározó turbulens örvények néhány száz méteresek, így a megfelelo rácstávolság ~ 100 m). Az ilyen feltételt teljesíto szimulációkat nevezik az angol szakirodalomban Large Eddy Simulation-nek (vagy elterjedt rövidítéssel LES-nek). A tornádók LES-modellezését az 1990-es évek végén valósították meg, melyeknél a rácsfelbontás esetenként az 1-3 métert is elérte. A LES-modellek alkalmazásának hátulütoje az, hogy a nagy felbontás miatt a tornádó és az ot létrehozó zivatar együttes szimulációja nem végezheto el a nagy felbontás következtében jelentosen megnövekedo számításigény miatt. Ha viszont csak önmagában a tornádók tanulmányozásához csak a LES modellt használjuk, akkor nem tudjuk figyelembe venni a tornádót létrehozó, nagyobb skálájú folyamatokat, azaz magát a zivatarfelhot. Ez szemléletesen olyan, mintha azt vizsgálnánk, hogyan muködik egy ujj a kar, az agy vagy egyéb testrészünk nélkül.
2010 óta (VORTEX2 projekt 1. kép) a legkorszerubb tornádó kutatási módszerek közé tartoznak a tornádók megfigyelésére használt rögzített helyu, gyors mintavételezésu (rapid scan) mobil Doppler–radarok, illetve duál-polarimetrizációs Doppler-radarok, mobil Doppler-lidarok, felszíni szondák; de legalább ilyen fontosak a háromdimenziós, nemhidrosztatikus numerikus felhomodellek 10 m-es térbeli felbontással, valamint az 1 m-es felbontású LES modellek.

 

2. Tornádógenezis

 

2.1. A horizontális örvényesség dolése (angolul: tilting) és a feláramlás alatti örvényösszehúzódás (angolul: stretching)

Az örvénydolés (tilting) nem más, mint az eredetileg horizontális tengelyu örvénylés vertikális tengelyube fordulása (lásd 2. ábra!). A rotáció felállítódásáért gyakran a zivatar feláramlása a felelos, ez hozza létre a függoleges tengelyu örvénylést középszinteken a szupercellákban. De adott esetben a leáramlás is szerepet játszhat az örvényesség dolésében, mint ahogy azt a késobbiekben látni fogjuk. 

 
2. ábra 
A horizontális tengelyu örvény vertikális tengelyuvé alakulása az örvénydolés folyamata révén. 

 

 

A nyújtás vagy örvényösszehúzódás az örvény intenzívebb válását jelenti a feláramlás (vagy konvergencia) által (lásd 3. ábra!). Ilyenkor  az történik, hogy az örvénylés kisebb területre összpontosul, így az impulzusmomentum-megmaradás törvénye értelmében az örvényesség is erosebb lesz (természetesen a nyújtás jelenthet örvénygyengülést pl. szétáramlás következtében).  

 

3. ábra
 
A nyújtás szemléltetése. A forgás kisebb területen való koncentrálódása az örvényesség intenzív növekedéséhez vezet. 
 

 

 

A tornádók kialakulását minden esetben megelozi a felszínközeli örvénylés, azaz az alacsonyszintu mezociklon kialakulása és megerosödése. Ennek - az északi féltekén jellemzoen ciklonális értelmu - örvénylésnek egy lehetséges forrása lehet a planetáris határrétegben1 létrejövo horizontális tengelyu örvényesség. Ezek a horizontális örvények a következo módokon jöhetnek létre:

a) Kiáramlások határán: a szupercella RFD, illetve FFD régiójának kifutófrontja, vagy egy szomszédos zivatar kifutófrontja mentén, amelyek baroklin2 határfelületnek számítanak (lásd 4. ábra!).
 

4. ábra
 
Az alacsonyszintu mezociklon kialakulása a szupercellában. A fekete görbék mutatják az örvényvonalakat, az FFD az elooldali leáramlás területe. Az FFD és a beáramlás határán jelentkezo alacsonyszintu, horizontális tengelyu, baroklin örvényeket felállítja a zivatar feláramlása, amelyet aztán a nyújtás (stretching) tovább erosít, így intenzív felszín közeli örvénylés alakulhat ki
.

 

 

b) Magán a zivataron belül egy szélesebb baroklin zóna mentén, amelyet a különbözo típusú és méretu csapadékelemeknek térbeli gradiense hoz létre. Ugyanis ha a szupercella csapadékmezejének különbözo régióiban eltéro tulajdonságú csapadékelemek (pl. kisebb és nagyobb esocseppek, vagy esocseppek és jégszemek) hullnak, akkor ezek eltéro mértéku párolgása következtében változik a leáramlás erossége, valamint a homérséklet és a suruség is. Ilyen eltéro tulajdonságú légtömegeket elválasztó határfelületek mentén könnyen kialakulhatnak azok a horizontális örvények, melyek késobb vertikális tengelyuvé alakulva akár a tornádó intenzitását is elérhetik. Minél erosebb a baroklinitás, azaz minél nagyobb a horizontális homérsékletkülönbség, annál erosebb horizontális tengelyu örvények jöhetnek létre. 
baroklinitás generálta horizontális örvényesség ugyanakkor nemcsak a baroklin zónák erosségétol függ, hanem attól is, hogy az áramló levego mennyi idot tölt el ebben a zónában. Ha a szélsebesség túl eros, akkor a levego nem tartózkodik elegendo ideig a baroklin régióban ahhoz, hogy jelentos horizontális örvényességre tegyen szert. Ha viszont a szélsebesség gyenge, akkor a részecskék túl hosszú ideig tartózkodnak a baroklin zónában, amely ido alatt viszont a határfelület mentén új feláramlás, majd pedig csapadék generálta leáramlás képzodhet, ez pedig az addigi baroklin konfiguráció megbomlásához vezethet. Így a részecskéknek nincs elég idejük arra, hogy jelentos horizontális örvényességre tegyenek szert.

c) Már eleve meglévo, alacsonyszintu vertikális szélnyírás generálta horizontális örvénylés, amely a zivatar megjelenése elott jelen van a planetáris határrétegben, amit késobb a zivatar feláramlása alakít vertikális tengelyuvé.
 

5. ábra 
A fenti, sematikus örvényvonalakkal mutatjuk be, hogy miért szükséges a leáramlás ahhoz, hogy szignifikáns vertikális örvényesség fejlodjön a felszín közelében, a zivatar alatt. Mindez akkor érvényes, ha nem áll rendelkezésre már korábban meglévo vertikális örvényesség a talajon. Ha nincs jelen leáramlás, akkor a feláramlás okozta örvénydolés következtében az örvény magasabb szinteken lesz intenzív. Azonban, ha a leáramlás is részt vesz az örvénylés vertikális tengelyuvé alakításában, akkor az intenzív rotáció már a talaj közelében megjelenhet. A lefelé mutató lila nyíl sematizálja a leáramlást.
 
A definíció alapján tornádógenezisrol akkor beszélünk, amikor egy intenzíven örvénylo légoszlop eléri a talajfelszínt. Azonban tornádó intenzitású örvények a felszín közelében a fentebb leírt módokon nehezen keletkezhetnek. Lássuk, miért! 
Amennyiben a már eleve jelenlévo, talajközeli, vertikális tengelyu örvénylés (lásd az 5. ábra felso képsorozatát!) gyenge, akkor a talaj közeli örvényösszehúzódás is elhanyagolható. Így intenzívebb vertikális örvény csakis az örvénydolés révén jöhet létre, vagy úgy, hogy a magasban található örvény a felszín közelébe ereszkedik (ez utóbbi pl. a dinamikus csoeffektus révén valósulhat meg, lásd 2.2-es fejezet!). Viszont a feláramlás keltette örvénydolés a magasabb szinteken jelentkezik, mivel maga a feláramlás is itt az intenzívebb. Ennek következtében a feláramlás a magasban hoz létre intenzív vertikális örvényt, szerepe felszín közeli tornádóképzodésben elhanyagolható. Azonban, ha egy, a felszín közelében kialakuló eros leáramlás is részt vesz az örvénydolés folyamatában, akkor ennek hatására alacsonyszinteken is intezív rotáció jelentkezhet, ami az örvényösszehúzódás révén tovább erosödhet (lásd 5. ábra alsó két kép!). Ha ez utóbbi folyamat kelloen eros, akkor az tornádó kialakulásához is vezethet. Ez alapján megállapítható, hogy a tornádógenezis szempontjából szükség van a hátoldali leáramlásra (RFD), ha a talaj közeli, a környezetben már eleve meglévo intenzív rotáció hiányzik vagy gyenge.
Amennyiben már a zivatar kialakulása elott is jelen van vertikális tengelyu örvényesség az alacsonyszintu légrétegekben, akkor ezek összehúzódása (pl a zivatar feláramlása vagy egy konvergencia által) intenzív, akár tornádó ereju örvényességet eredményezhet (lásd 6. ábra!). A nem-mezociklonális tornádók általában ilyen módon jönnek létre (mindezt részletesebben a a harmadik részben tárgyaljuk majd)

 
6. ábra 
Egyszeru örvényvonalak ábrázolásával azt a folyamatot láthatjuk, mikor önmagában a konvergencia segítségével jön létre tornádó (leáramlás nélkül), amennyiben már eleve jelen van vertikális örvényesség a talajon. Az összeáramlás segítségével surubbé válnak az örvényvonalak, ami az örvényesség növekedését jelenti. 

 

A leáramlási régió területén a baroklinitás generálta horizontális örvényesség szerepét a tornádók kialakulásában nemrégiben megkérdojelezték, mivel mérések szerint az erosebb tornádók közelében a horizontális homérsékleti gradiens jóval kisebb volt, mint azon szupercellák esetében, amelyek nem hoztak létre tornádót (7. ábra).

 

7. ábra
A szupercellák RFD régiójában mért felszíni virtuális potenciális homérsékleti perturbációk3 láthatók színezéssel. A fekete vonalak jelentik a 40 dBz-s radarreflektivitás izovonalait, így kihangsúlyozva a kampós echókat. Azok a szupercellák, melyek szignifikáns tornádókat hoztak létre (felso sor), jellemzoen melegebb RFD-vel rendelkeztek, mint a gyenge vagy tornádót nem produkáló szupercellák (alsó két sor).

 

Mindenesetre a mérések-megfigyelések, numerikus szimulációk eredményei továbbra is messzemenoleg egyetértenek abban, hogy a baroklinitás generálta horizontális örvényesség még így is jóval fontosabb szerepet tölt be a tornádógenezisben, mint a már eleve meglévo, a vertikális szélnyírás indukálta horizontális örvényesség.

 

A fent említett elméleti bizonyítékokat, melyek a leáramlások fontosságát hangsúlyozzák a tornádógenezis során, numerikus szimulációk, valamint számtalan, a szupercellák RFD-iben végrehajtott mérés-megfigyelés is alátámasztja. Továbbá a trajektória-analízisek, valamint a numerikus szimulációk is azt mutatják, hogy a tornádókba belépo levego egy része korábban az RFD-én is keresztülhaladt (8. ábra).
 
8. ábra
A fenti, megfigyeléseken és numerikus szimulációkon alapuló ábrák azt mutatják, hogy a tornádóba vagy a szupercella felszínközeli cirkulációjába belépo levego inkább a zivatar kiáramlásából származik, mintsem a beáramlási zónából. Ez alátámasztja azt az elképzelést, mely szerint a leáramlásnak fontos szerepe van az intenzív forgás kialakításában a felszín közelében.
  1. Jellemzo áramlási kép (nyilak) az RFD (zöld színezés) és az alacsony szintu beáramlás területén duál-Doppler megfigyelések alapján.
  2. A fekete vékony vonalak reprezentálják azokat a trajektóriákat, amelyeket a felszín közeli (100 m-es magasságban található) intenzív örvénybe érkezo légelemek korábban bejártak. A rózsaszín a feláramlás, a kék szín a leáramlás területét jelzi.
  3. Egy szimulált tornádóba belépo légelemek trajektóriáinak háromdimenziós perspektívája. A trajektóriák délkelet felol közelítik meg a tornádó örvényét.

 

Az analízisek azt is felfedték, hogy az alacsonyszintu mezociklon közvetlen környezetében az örvényvonalak felhajlanak, azaz boltívszeru struktúrát vesznek fel. Mindez azt jelenti, hogy a tornádó ciklonális örvénye kapcsolatban áll az RFD-ben található anticiklonális örvénnyel (lásd a 9. ábra és 2. kép és a 10. ábra az örvénygyurukrol!). A boltíves örvényvonal-struktúra tehát alátámasztja azt az elképzelést, miszerint a leáramlás alapveto szerepet játszik a felszín közeli intenzív rotáció kialakulásában. Továbbá ez a mechanizmus arra is enged következtetni, hogy tornádók, intenzív örvények számottevo környezeti örvényesség megléte nélkül is képesek létrejönni, pusztán a leáramlás dinamikája által.
 

9. ábra
     a)  Radarreflektivitás (színezés - dBZ), a Doppler-mérésekbol származó, zivatarhoz képesti szélvektorok, valamint  a vertikális örvényesség 1 km-es felszín feletti magasságban 1995 május 13-án, 0034:39 UTC-tol 0041:15 UTC-ig.  A fekete, folytonos vonalak az örvényvonalak felszíni vetületét jelölik. Az örvényességvektorok irányát a folytonos, fekete vonalakon található nyilak hegye mutatja. Az örvényvonalak közül öt áthalad az 1 km-es magasságban található vertikális örvényesség maximumának középpontján, illetve annak környezetén. A hatodik örvényvonal a kifutószélfront elotti területrol ered. A négyzettel jelölt régiót részletesebben a b) ábrán láthatjuk.
     b) Az alacsonyszintu mezociklon középpontjából származó örvényvonalak háromdimenziós perspektívája. Az átláthatóság érdekében az 1 km-es felszín feletti magasság reflekivitása és vertikális örvényessége a háromdimenziós megjelenítés alján látható.
(Markowski et al. 2008.)

 

2. kép
A gyuruket formázó örvényvonalak és a boltívszeru örvényvonal struktúra idealizált fejlodése Markowski et. al. szupercella analízisei alapján, A számok jelölik a négy különbözo fejlodési fázisban lévo örvényvonalat egy adott idopontban. Emellett a környezet örvényességét reprezentáló örvényvonal is látható a kép jobb oldalán (ez utóbbi a középszintu mezociklon kialakulásában játszik szerepet).

 

10. ábra
A vertikális örvényesség baroklin módon (RFD hatására) történo kialakulása olyan esetben, amikor  sem vertikális, sem horizontális örvényesség nincs jelen a felszín közelében a zivatar kifejlodését megelozoen.
             a) a baroklinitás generálta örvénygyuruk a jelentos negatív felhajtóerovel rendelkezo RFD régióját körülölelve a leáramlás hatására a felszín felé süllyednek.
          b) a süllyedo örvénygyurukre az RFD-ben jellemzo horizontális áramlási komponens hatására a gyuruk horizontális tengelye kibillen, és a fo áramlás feloli ívük megemelkedik.
          c) amennyiben az örvényvonalak találkoznak a feláramlással, ívük egyre inkább felhajlik és közben megnyúlik, így létrehozva a boltíves örvényvonal struktúrát, melynek egyik tagja ciklonálisan (az ábrán C-vel jelölt), a másik egy anticiklonálisan (az ábrán A-val jelölt) forgó vertikális örvény.

 

 

2.2. A dinamikus csoeffektus (angolul: Dynamic Pipe Effect), az örvények vertikális terjedése, valamint a súrlódás szerepe a tornádógenezisben

A középszintu mezociklonok jellemzoen a horizontális örvényesség egy feláramlás által történo felállítódásával (örvénydolés) jönnek létre. Egyes kutatók az 1970-es évek végén javaslatot tettek egy olyan elméletre, ami megmagyarázná, hogy ezek a középszintu örvények hogyan képesek lefelé (vagy felfelé) is terjedni, létrehozva azt a felszíni intenzív örvénylést, ami végül a tornádó kialakulásához vezet. Az elmélet lényege, hogy a középszintu örvény kialakulása szívóhatást fejt ki az alatta és felette található levegore, köszönhetoen a fölfelé és lefelé irányuló dinamikus nyomási gradiens eronek, amit a középszintu örvényességmaximum indukál (ennek levezetésétol a mechanizmus bonyolultsága folytán most eltekintünk). Az így létrejövo alacsonyszintu konvergencia megnöveli az örvényességet a nyújtás által a központi örvény alatt, ami végso soron az örvény lefelé terjedését eredményezi. Ugyanígy az örvény feletti konvergencia is az örvény felfelé terjedésével jár. Az örvény központjában ugyanakkor szükségszeru kialakul egy kompenzáló divergencia is. Tehát az örvényesség a mezociklon alatt és felett is növekszik, míg központi részén csökken (lásd 11. ábra!). Ez az ún. dinamikus csoeffektus. Az, hogy ez a folyamat milyen gyorsan jelentkezik, valószínuleg az örvényesség vertikális gradiensének megváltozásától függ, azaz attól, hogy mennyire kompakt a magasban a mezociklon - például ha az kisebb vertikális kiterjedésu, akkor nagyobb lesz az örvényesség egységnyi távolságra eso megváltozása, ebbol következoen a nyomásváltozás is, így a dinamikus csoeffektus is hatékonyabb.
A korábbi,  perces gyakoriságú Doppler-radaros mérések azt mutatták ki, hogy a tornádók középszintrol indulnak és fokozatosan terjednek, skálázódnak alacsonyabb szintekre. További numerikus szimulációk alapján azt is kimutatták, hogy abban az esetben a leghatékonyabb az örvények ilyen módon megvalósuló leskálázódása, ha a szupercella feláramlásának maximuma középszinteken található. Ugyanakkor, ha alacsony szinten a legnagyobb a felhajtóero, akkor ezzel egyidejuleg az örvénylo légoszlop teljes vertikumában no meg az örvényesség.
A Doppler-radaros mérések további fejlodésével manapság lehetové vált a tornádók 10 másodperces gyakoriságú mintavételezése. Ezek alapján néhány szupercella esetében azt találták, hogy a mezociklon vertikális terjedési sebessége közel végtelen, azaz az örvény a légoszlopban mindenhol egyszerre erosödik meg. A dinamikus csoeffektust korábban mindig olyan esetben sikerült méréssel kimutatni, amikor a mintavételezés nem volt kelloen gyakori, így a friss eredmények fényében a mechanizmus tényleges szerepe a tornádógenezisben erosen kérdéses.

 

11. ábra
A dinamikus csoeffektus sematikus ábrája.  Az L betu jelöli az alacsony nyomást (ciklonális és anticiklonális örvény esetében egyaránt). Az örvény alatt (felett) felfelé (lefelé) irányuló vertikális dinamikus perturbált nyomási gradiens erok hatnak. A +  jel a konvergens területeket reprezentálja az örvény alatt és felett, miközben annak központjában (jelölés nélkül) divergencia és az örvényesség csökkenése figyelheto meg.

 

A fentieket összefoglalva elmondható, hogy a dinamikus csoeffektus egy olyan jelenség, ami által a magasban kialakult örvények leskálázódnak, így maga a tornádót létrehozó örvény is. Másrészrol az örvénykamrákban végzett kísérletek szerint a tornádószeru örvények a felszínközeli súrlódási konvergencia, és az azt vertikálisba fordító feláramlás révén jönnek létre (a súrlódás ugyanis fékezi az áramlásokat, ami óhatatlanul a levego torlódásához vezet). Ennek alapján úgy tunik, hogy két lehetséges típusa lehet a tornádók felszín közeli kialakulásának: az elso típusnál a foörvény fentrol skálázódik le, és erosödik meg a dinamikus csoeffektus vagy a leáramlás következtében; a másik mechanizmus során pedig a tornádó alacsony szinten kezd formálódni a súrlódási konvergencián keresztül, és épül fölfelé a feláramlásnak köszönhetoen. Ugyanakkor ki kell hangsúlyozni, hogy bármely örvény, ami elég közel tud kerülni a felszínhez, az a súrlódás révén képes megerosödni. Így például, ha egy középszinteken, a felszíni súrlódástól távol létrejövo örvény a dinamikus csoeffektus vagy a leáramlás révén a talajszint közelébe kerül, akkor az örvény további erosödésében már a súrlódás játszhat szerepet. Így a kétféle típusú képzodés különválasztása nem is biztos, hogy jogos. Ugyanakkor, bizonyos értelemben a dinamikus csoeeffektus és a súrlódás hasonló folyamatoknak is tekintheto, mivel mindketto radiális beáramlást, azaz konvergenciát eredményez az örvény alatti levegoben.

Jelenleg úgy tunik, hogy a tornádógenezisben inkább az alacsonyszintu folyamatok játszanak szerepet. 

 

2.3. A leáramlás szerepe az örvényesség transzportjában és erosödésében

Bob Davies-Jones (NSSL) kutatásai során felvetette annak a lehetoségét, hogy a szupercella kampós echója (hook echo) valójában aktív szereploje a tornádók kialakulásának. Korábban évtizedekig úgy gondolták, hogy a hook echó, amelyet az alacsonyszintu mezociklon áramlási mezeje hoz létre, csupán passzívan vesz részt a folyamatokban. A kampós echó nem más, mint a forgás következtében körbetekeredo csapadékmezo, amely gyakran egészen vékony esofüggöny formájában jelentkezik (3. kép). Ezeket a keskeny esofüggönyöket Howard B. Bluestein „köldökzsinóroknak” (umbilical cord) nevezte el. Ezen a területen a csapadékhullás következtében eroteljes párolgási hoveszteség lép fel, ami baroklin módon horizontális örvény generálódásához vezet. Késobb ez a horizontális örvényesség a közeli feláramlásoknak vagy leáramlásoknak köszönhetoen vertikálisba fordulhat.

 

3. kép
Radar reflektivitás (dBZe) (balra) és a radiális szélsebesség m/s-ban (jobbra, a tornádó helye bekarikázva) egy 1999. május 15-én kialalkult tornádó esetén (Kansas). A tornádó egy gyenge reflektivitású "lyukként" jelenik meg a bal oldali radarképen, melyet egy erosebb reflektanciájú gyurus mezo vesz körül. A kampós echo e gyuruhöz egy nagyon keskeny reflektivitási vonallal (köldökzsinór) csatlakozik, mely láthatóan a zivatart kapcsolja össze a tornádóval.

 

 

Ugyanakkor azt is megfigyelték, hogy a kampós echót a csapadékhullás már eleve görbült formája idézi elo, ebben az esetben tehát nem a hidrometeorok horizontális áramlása felelos a kampós forma megjelenéséért. Davies-Jones szerint a csapadékhullás indukálta leáramlás (elkülönülve a feláramlástól) eros forgási momentumot szállít a magasból a felszín közelébe, amelyet tovább erosít a felszíni súrlódás következtében jelentkezo konvergencia. Tehát ebben az esetben nem a csapadékhullás peremén baroklin módon képzodo horizontális örvények jelentik a tornádóörvény forrását, hanem a leáramlás általi örvényességszállítás. Az ilyen módon felszínre érkezo örvényt a súrlódás tovább erosíti, majd pedig a feláramlásba bekerülve a nyújtás tornádó erejuvé húzhatja össze. 

 

Ebbol kiindulva úgy tunik, hogy a nedves microburstök a hátoldali leáramlásban képesek lehetnek tornádókat triggerelni. Néhány kutató úgy találta, hogy az ún. süllyedo reflektivitási magok (descending reflectivity core, röviden DRC), amelyek ilyen nedves burstök jelenlétére utalnak, valóban tornádó kialakulását eredményezhetik, ezt támasztja alá a VORTEX-2 projekt során végzett tornádós szupercella megfigyelése is (12. ábra). Ugyanakkor további, friss megfigyelések azt is mutatják, hogy nem minden esetben elozte meg a DRC megjelenése a tornádó kialakulását, azaz nem feltétlenül kapcsolódik a tornádókhoz süllyedo reflektivitási mag.

 

a) b) c)
12. ábra
A süllyedo reflektivitási mag felszín felé történo advekciója a szupercella hátoldali leáramlásában. Az a); b);c) ábrák az egymást követo fázisokat reprezentálják.

 

Összefoglalva azt mondhatjuk, hogy a tudomány jelenlegi állása szerint tornádók szupercellákban többféle mechanizmus szerint is keletkezhetnek. 
 


 
3. Tornádók elorejelzése

 

A legtöbb eros (EF2-EF3) és rendkívül eros (EF4-EF5) tornádó mind szupercellás zivatarokhoz kötheto. Önmagában a szupercellák elorejelzése nem tekintheto túl nehéz feladatnak, ugyanakkor azt megjósolni, hogy mely szupercellás zivatar hoz létre tornádót, már igencsak nagy kihívásnak bizonyul a kutatók és elorejelzok számára egyaránt. További komplikációt jelent, hogy a tornádós szupercellák detektálása manapság még nem tökéletesen megoldott feladat. Ugyanis néhány kivételes helyzettol eltekintve a radarok csak az esetleges tornádó jelenlétére utaló cirkulációt (4. kép) képesek érzékelni (például a mezociklont), magát a tornádót nem. Különösen meglepo, hogy még a szupercellákban sem túl gyakoriak a tornádók. Még a szigorúbb mezociklon detektálási kritériumot felhasználva is csak a megfigyelt mezociklonok egynegyedéhez volt kötheto tornádó. Néhány tanulmány jóval kötetlenebb mezociklon detektálási kritériumot felhasználva arra az eredményre jutott, hogy mindössze a mezociklonok 5-10 %-hoz volt kötheto tornádó. Az is egy érdekes körülmény, hogy a legerosebb középszintu mezociklonhoz nem szükségszeruen kapcsolódnak tornádók. Egy eros középszintu mezociklon jelenléte önmagában nem vezet tornádó kialakulásához (például a valaha feljegyzett legerosebb nem-tornádós szupercella mezociklonjának az átméroje 9 km volt, és az abban mért radiális sebességkülönbség a 118 m/s-ot is elérte).

 

4. kép
Mezociklon detektálása Doppler-radaros mérések alapján. A bal oldali képen a klasszikus szupercellákra jellemzo kampós echo mintázata, a jobb oldali, radiális széltérképen a jól azonosítható konvergencia (nagy karikával) és az abba ágyazott mezociklon (kis karikával jelölt) területe figyelheto meg. A zöld és piros nyilak az áramlás irányát reprezentálják.

 

Az Egyesült Államokban a leghatékonyabban úgy sikerült a tornádófigyelmeztetés beválását javítani, hogy kombinálták a real-time radar adatokat a vihar környezetében végzett felszíni mérésekkel. Jelenleg két meteorológiai paraméter tunik a legígéretesebbnek a tornádós és nem tornádós szupercellák elkülönítésében: 1. a planetáris határréteg relatív páratartalma; 2. alacsony szintu vertikális szélnyírás. Így a tornádós szupercellák szempontjából kedvezo légköri viszonyokra a nagy relatív páratartalommal rendelkezo planetáris határréteg és a jelentos alacsony szintu vertikális szélnyírás jellemzo (13. ábra). Ez alapján egyre bizonyosabb, hogy az eros zivataros hideg légtömeg és így a túlzott negatív felhajtóero hátrányos tornádógenezis szempontjából. E megfigyelés egyezést mutat a szupercellák közelében végzett klimatológiai szondavizsgálatokkal, melyek azt mutatták ki, hogy a tornádós szupercelláknak jellemzoen az alacsony LCL (emelési kondenzációs szint) a kedvezo. Az alacsony felhoalap, illetve a határréteg magas relatív páratartalma igencsak korlátozhatja a rendkívül hideg kiáramlás erejét.
 
 
13. ábra
A tornádós én nem tornádós szupercellás esetek összehasonlítása az alapján, hogy az egyes helyzetekben milyen jelentosége van az alacsony szintu nyírásnak és a planetáris határréteg átlagos relatív nedvességének. A tornádók számára az a legmegfelelobb, amikor a környezetben magas az alacsony szintu relatív nedvesség és jelentos az alacsonyszintu szélnyírás. Noha a környezet paramétereinek effajta kombinációja tunik a legígéretesebb, még mindig nagy az átfedés a tornádós és nem tornádós elofordulások között.

 

Alkalmanként a határréteg relatív páratartalma és az alacsony szintu szélnyírás mezo-a skálájú (azaz ~ 100 km-es távolsággal jellemezheto) területen teremt kedvezo körülményeket tornádós szupercellák létrejöttéhez. Ezek azok a helyzetek, amikor a legnagyobb valószínuséggel tornádókitöréseket figyelhetünk meg, ezek elorejelzése a könnyebb kategóriába tartozik. Jóval általánosabbnak tunik, és jóval nehezebben is elorejelezheto az a helyzet, amikor a tornádó „mezoskálájú baleset” eredményeként jön létre, melyet egy eros véletlenszeruen bekövetkezo meteorológiai tényezo válthat ki a szupercellában. E látszólagos véletlenszeruség minden bizonnyal helyi hatásoknak tudható be (pl. a mezo-ß skálán megno a határréteg relatív páratartalma és/vagy az alacsony szintu szélnyírás, amit gyakran a mérohálózat nem érzékel).

 

A fenti megállapítások ellenére nincs hiány olyan esettanulmányokból sem, melyekben a szupercellák nem képesek tornádót létrehozni egy, látszólag a tornádóképzodés szempontjából igen kedvezo környezetben. De olyan esetek is ismeretesek, melyekben a szupercella számos tornádót produkál, pedig látszólag csak marginális feltételek állnak rendelkezésre. Az egyes viharok közötti különbség tisztán abból adódik, hogy a vihart kialakító környezeti tényezok között olykor csak csekély különbségek vannak, amelyek ráadásul drasztikusan megváltozhatnak helyi tényezok hatására. Úgy tunik, hogy a tornádók elorejelzésével kapcsolatban mindig is lesznek korlátaink és határaink.

 


Lábjegyzet:

 

1A planetáris határréteg a troposzféra alsó, hozzávetolegesen 1-1,5 km vastag rétege, amelyre a nappali órákban intenzív, függoleges irányú turbulens átkeveredés jellemzo, emiatt ez a réteg nedvesség szempontjából gyakran kelloen homogénnek tekintheto.
2 Baroklinnak nevezünk egy közeget, ha arra az jellemzo, hogy a homérsékletnek (suruségnek) horizontális gradiense van. Ilyen esetekben a közeg eltéro homérsékletu régióit elválasztó határfelületén cirkuláció (örvénylés) indul meg a homérsékletkülönbség kiegyenlítodésére. Baroklin határfelületre lehet példa egy idojárási front, de a szupercellában kialakuló, csapadék generálta - éppen ezért huvösebb - leáramlási zónákat és a meleg beáramlást elválasztó határfelület is egy ilyen baroklin felület.
3 A potenciális homérséklet az a homérséklet, amelyet a levego felvesz, ha száraz adiabatikus folyamatokkal az 1000 hPa-os szintre kerül. A virtuális potenciális homérséklet az a potenciális homérséklet, amely a levegoben található vízgoz illetve folyékony víz figyelembevételével áll elo, azaz milyen lenne a levego homérséklete 1000 hPa-on, ha a vízgozt, valamint a folyékony vizet kivonnánk belole. Mivel a vízgoz jelenléte csökkenti a levego suruségét, ezáltal növeli a homérsékletét ugyanazon a nyomáson, ezért a vízgoz elvonása növeli a homérsékletet. Ennek következtében a vízgoz figyelembevételével számított virtuális potenciális homérséklet magasabb lesz a sima potenciális homérsékletnél. A folyékony víz jelenléte növeli a levego suruségét, ezáltal a folyékony víz elvonása a rendszerbol csökkenti a potenciális homérsékletet, azaz a folyékony víztartalom figyelembevételével a virtuális homérséklet kisebb lesz a hagyományos potenciális homérsékletnél. A perturbáció arra utal, hogy a virtuális potenciális homérséklet mennyire tér el az adott területen a tágabb környezet átlagos értékétol. Ha a perturbáció pozitív, az relatíve melegebb és kisebb suruségu levegot jelent, negatív perturbáció esetén a környezetétol huvösebb, surubb légállapotot.


Következo és egyben záró tudományos anyagunkban (Tornádók III.) a nem-mezociklonális tornádók világába nyújtunk érdekes betekintést.

 

 

 

Bevezető: 

A Tornádók II. című tudományos anyagunkban részletesen bemutatjuk a tornádógenezis szempontjából lényeges folyamatokat és körülményeket. Többek között megismerkedhettek olyan új fogalmakkal, mint az örvényesség dőlése (tilting), az örvényösszehúzódás vagy nyújtás (stretching), köldökzsinór (umbilical cord) és a dinamikus csőeffektus (Dynamic Pipe Effectjelensége. Anyagunk a tornádók előrejelzése c. fejezettel zárul.

Forrás: 
  • Severe Convective Storms and Tornadoes Observations and Dynamics (Howard B. Bluestein)
  • Mesoscale Meteorology in Midlatitudes (Paul M. Markowski, Yvette P. Richardson)
Írta / készítette: 

Csirmaz Kálmán, Kun Sándor, Buglyó Anett

A 2. és 3. ábráért köszönet Simon Andrénak!

Fordította: 

Kun Sándor, Csirmaz Kálmán, Buglyó Anett

Kategória: 
Tudományos cikk

Kapcsolat

Magyarországi Viharvadászok és Viharkárfelmérők Közhasznú Egyesülete

info@szupercella.hu

Készítette

Viharvadászok Egyesülete
CodeOne.hu

Jogi tudnivalók

Az oldalon található minden tartalom (az oldal készítői és az oldali felhasználói által a weboldalon vagy a mobil applikációkon keresztül feltöltött szöveg, kép, videó, mérési eredmény, stb.) - kivéve ahol a feltüntetett információk ettől eltérnek - a Magyarországi Viharvadászok és Viharkárfelmérők Közhasznú Egyesületének tulajdonát képezi. Bármilyen nemű felhasználáshoz az Egyesület írásbeli hozzájárulása szükséges. A weboldal tartalmai szabadon hivatkozhatók a forrás feltüntetésével. Köszönjük a befogadást!

Támogatás, pályázat