Ocena wątku:
  • 1 głosów - średnia: 5
  • 1
  • 2
  • 3
  • 4
  • 5
Kurs Synoptyczny Trąb powietrznych
#1
KURS SYNOPTYCZNY Z ZAKRESU PROGNOZOWANIA TRĄB POWIETRZNYCH 

TORNADO - czyli gwałtownie wirująca kolumna powietrza, rozciągająca się w pionie od poziomu kondensacji chmury " cumulonimbus ", aż do powierzchni ziemi. W polskiej nomenklaturze nazywane jest " trąbą powietrzną ". Zjawisko to było notowane praktycznie na każdym kontynencie oprócz Antarktydy. Powstaje najczęściej w strefach styku dwóch zróżnicowanych termicznie i wilgotnościowo mas powietrza, co jest charakterystyczne dla strefy umiarkowanej. Największe nasilenie tego zjawiska pod względem ilości występuje w rejonie Wielkich Równin Stanów Zjednocznych, gdzie wilgotne i ciepłe masy powietrza znad Zatoki Meksykańskiej spotykają się z chłodniejszymi i bardziej suchymi masami powietrza znad Gór Skalistych. Z danych National Oceanic Atmospheric Administration ( NOAA ) wynika, że w stanach takich jak Kansas czy Teksas zjawisko jest dość powszechne i istotnie zagraża życiu ludzi. Jego siłę określa się na zasadzie zniszczeń, jakie powoduje wiatr o określonej prędkości. Najczęściej używa się skali Fujity oraz TORRO. W Polsce funkcjonuje również 3-stopniowa skala dostosowana do polskich warunków opracowana przez H.Lorenc w 2012. 

W Polsce tornada osiągają największą aktywność w okresie od maja do sierpnia w godzinach 16:00-20:00. Według H. Lorenc największe prawdopodobieństwo ich wystąpienia notuje się w sierpniu ( 7% ) oraz lipcu ( 5% ). Średnia wieloletnia to około 4 incydenty rocznie, jednak w ostatnich latach natuje się wzrost nawet do 10-12 przypadków rocznie. Najwięcej zjawisk trąby powietrznej pojawia się w pasie od Wyżyny Krakowsko-Częstochowskiej, a ż po Podlasie, obszar ten nazywany jest " Polską Aleją Tornad "

Dramatyczne przypadki z ostatnich lat: 20.07.2007; 15.08.2008 oraz 14.07.2012, kiedy wystąpiły trąby o sile F3 w skali Fujity i spowodowały śmierć ludzi wskazują jednak, że warto rozważyć, jakie są w Polsce obecne możliwości prognozowania i ostrzegania przed tym zjawiskiem

  1. MECHANIZM POWSTAWANIA
          Podstawą wszelkich prognoz jest znajomość procesów fizycznych jakie odpowiadają za powstanie danego zjawisko. Dotychczas nie poznano wszystkich elementów tornadogenezy, ale aktualna wiedza synoptyków pozwala na wyjaśnienie wielu aspektów powstawania trąb powietrznych. Prekursorami badań nad mechanizmem ich powstawania byli i nadal są Amerykanie, którzy mają szerokie możliwości obserwowania tych zjawisk. Obecna teoria mówi, że do powstania trąby powietrznej potrzebne jest wystąpienie pionowej wirowości powietrza, która po rozciągnięciu może uzyskać rozmiar trąby powietrznej. Taka wirowość  może mieć różną genezę, a wyróżnia się dwa podstawowe mechanizmy.
  • Trąby powietrzne związane z mezocyklonem jest to pierwszy związek z obecnością wirowości powietrza w rejonach horyzontalnego uskoków wiatru, czyli strefach, gdzie wiatr w płaszczyżnie poziomej nagle zmienia kierunek. Takimi strefami mogą być granice frontu chłodnego, strefy konwergencji, linie szkwałowe, bądż też lokalne turbulencje związaane z ruchami w obrębie  chmury konwekcyjnej. Horyzontalne uskoki wiatru w takich strefach powodują pionowych rotorów powietrza o różnej skali, od małych - przy lokalnej turbulencji do dużych - w przypadku frontu chłodnego.Ich wirowość jest zazwyczaj cyklonalna i cechuje ją nietrwałość. Sytuacja ulega zmianie, kiedy nad rotorem pojawia się chmura z silnymi prądami wznoszącymi. Powoduje to rozciągnięcie rotoru w pionie, co wiąże się ze zmniejszeniem jego średnicy, zwiększeniem prędkości kątowej i wreście obniżeniem ciśnienia w centrum. Przy sprzyjających warunkach wir może osiągnąć wielkość trąby powietrznej i rozciągnąć się pomiędzy poziomem kondensacji, a powierzchnią ziemi. Trąby powietrzne powstałe w ten sposób nazywane są trąbami lądowymi lub wodnymi ( ang. landspout,waterspout ) i mogą użyskać prędkość w leju do około 200 km/h - osiągając zazwyczaj siłę F1. Trwają od kilkunastu sekund do kilkunastu minut. Występują najbardziej powrzechnie, ale ze względu na małe rozmiary oraz częste " wtopienie " w struktury frontowe są jednocześnie bardzo trudne do wykrycia w systemach radarowych. Ze względu na krótki cykl życia oraz powodowanie umiarkowanych zniszczeń, ich detekcja ma operacyjne małe znaczenie
[Obrazek: Tornadic_supercell.jpg]
  • Tornado superkomórkowe  związany jest z obecnością mezocyklonu – wirującej w osi pionowej rozbudowanej chmury cumulonimbus zwanej superkomórką. Superkomórki występują w środowisku podwyższonych pionowych uskoków prędkościowych oraz kierunkowych wiatru, które warunkują powstawanie rotorów wirujących w osi poziomej. Przy obecności silnej konwekcji, rotory te odchylane są w kierunku pionowym i powodują wirowanie całego układu. Istnienie mezocyklonu związane jest również z odseparowaniem prądów wstępujących i zstępujących. Zapewnia to chmurze burzowej stały dostęp do energii w postaci ciepłego i wilgotnego powietrza, gdyż jego napływ nie jest ograniczany prądami zstępującymi. Ze względu na znaczne prędkości w wyższych partiach atmosfery, rdzeń konwekcyjny mezocyklonu zazwyczaj pochylony jest zgodnie z kierunkiem wiatru z wyższych partii troposfery. Zagrożenie zejściem trąby powietrznej występuje wtedy, kiedy odseparowany prąd zstępujący w tylnej części chmury „odetnie” główny rdzeń mezocyklonu od poziomego rotoru przy powierzchni ziemi. Przy znacznie obniżonym poziomie kondensacji i obecności chmury stropowej, wir po osiągnięciu powierzchni ziemi obniża ciśnienie w swoim centrum i staje się trąbą powietrzną. Superkomórki są odpowiedzialne za zdecydowaną większość silnych i niszczycielskich trąb powietrznych. W Polsce tornada związane z superkomórkami mogą osiągać siłę nawet do F4 w skali Fujity. Występują jednak w środowisku o bardzo charakterystycznych warunkach kinematycznych i termodynamicznych, które w skali synoptycznej można przewidzieć. W systemach radarowych dają zazwyczaj charakterystyczne odbicie, co znacznie zwiększa szanse na ich detekcję. Ich cykl życia w warunkach polskich może trwać nawet do godziny (przypadek z 14.07.2012) – umożliwia to podjęcie działań w celu ostrzeżenia mieszkańców znajdujących się na trajektorii takiej superkomórki. 
[Obrazek: wiatr8.png]

Cały kurs synoptyczny będzie przedstawiony za pomoc mojej książki encyklopedycznej " KLIMATOLOGIA I SYNOPTYKA - CZYLI METEOROLOGIA W MAŁY PALCU "
Odpowiedz
#2
Możliwość prognozowania i ostrzegania ludzi przed wystąpieniem trąb powietrznych 

Obecna infrastruktura techniczna oraz wiedza dotycząca trąb powietrznych, pozwala wyróżnić trzy metody, które wykorzystuje się przy prognozowaniu tych zjawisk

Numeryczne modele pogodowe

Pierwszą, najbardziej prężnie rozwijaną, jest analiza numerycznych modeli pogodowych, które są symulatorem procesów fizycznych zachodzących w atmosferze. Wykorzystuje się w nich dynamikę ruchu cząsteczki oraz procesy termodynamiczne jakim podlega. Dzięki numerycznym modelom pogodowym możemy uzyskiwać informację dotyczące stanu atmosfery w najbliższych kilkudziesięciu godzinach. Modele takie działają w różnych skalach przestrzennych: mikroskali, mezoskali i skali synoptycznej
  • Mikroskala
    Trąba powietrzna jest zjawiskiem lokalnym, często o średnicy kilkudziesięciu metrów, dlatego do jej analizy powinno się używać dokładnych modeli z rozmiarem siatki kilkunastu metrów.  Niestety ruch cząstek w takiej skali jest niezwykle trudno opisać, gdyż wymaga uwzględnienia ogromnej ilości detali, konieczne są więc specyfi czne metody i uproszczenia. Sprawiają one, że uzyskane wyniki w skali kraju nie są na tyle wiarygodne, aby skutecznie prognozować trąby powietrzne. Obecnie nie ma na świecie modeli mikroskalowych, które obejmowałyby tak duże obszary i były wykorzystywane operacyjnie
  • Mezoskala
    Znacznie lepsze wyniki osiąga się przy użyciu modeli globalnych oraz mezoskalowych. Zastosowanie tutaj znajdują głównie parametry kinematyczne oraz termodynamiczne, w tym wskaźniki kompozytowe, które określają jak bardzo środowisko sprzyja formowaniu trąb powietrznych. Do prognozowania trąb mezocyklonicznych (superkomórkowych) wykorzystuje się takie parametry jak CAPE (convective available potential energy), DLS (deep layer shear), LLS (low-level shear), czy też 0–1 km SRH (storm relative helicity). Natura trąb niezwiązanych z mezocyklonem jest bardziej skomplikowana i trudniejsza do określenia. Możemy jednak przyjąć, że ich formowaniu sprzyjają podwyższone parametry 0–3 km CAPE oraz pionowy gradient temperatury w dolnym kilometrze trospofery. W obu przypadkach regułą jest również występowanie obniżonych poziomów kondensacji (LCL – lifted condensation level) i poziomu swobodnej konwekcji (LFC – level of free convection) oraz niskich defi cytów punktu rosy. Umiarkowaną skuteczność prognozowania trąb powietrznych w mezoskali wykazują wskaźniki kompozytowe opracowane na bazie klimatologii trąb powietrznych dla Stanów Zjednoczonych: Signifi cant Tornado Parameter oraz dla Polski: Universal Tornadic Index. Obecnie prognozowanie przy użyciu modeli mezoskalowych jest najbardziej powszechną metodą oceny środowiska pod kątem potencjału do generowania trąb powietrznych.
  • Skala synoptyczna
    W prognozowaniu trąb powietrznych modele globalne pozwalają w skali synoptycznej określać obszary narażone na występowanie chwiejności termodynamicznej, uskoków wiatru oraz prądu strumieniowego. Sytuacja taka występuje wtedy, gdy mamy do czynienia z krótką falą baryczną w dolnej troposferze oraz rozległą (wraz z prądem strumieniowym) w górnej troposferze. Trąby powietrzne powstają zazwyczaj na południowy wschód od wierzchołka takiej fali. Powietrze w górnych warstwach troposfery w takiej strefi e ulega dywergencji i warunkuje pojawianie się głębokiej konwekcji. Jeżeli w takich strefach pojawiają się również silne pionowe uskoki kierunkowe oraz prędkościowe wiatru, mogą wytworzyć się struktury superkomórkowe. Podobna sytuacja wystąpiła w dniu 14 lipca 2012 r., kiedy na południowy wschód od centrum niskiego ciśnienia nad Danią wystąpiła chwiejność termodynamiczna, a nad Polską przechodził front chłodny. Obecność prądu strumieniowego oraz silnych uskoków wiatru spowodowała wystąpienie superkomórki oraz związanej z nią trąby powietrznej, która pojawiła się w rejonie Borów Tucholskich. Według H.Lorenc występowanie frontu pofalowanego oraz chłodnego poprzedzonego kilkudniową słoneczną pogodą z rozmytym polem barycznym sprzyja powstaniu trąb powietrznych. Prognozowanie w skali synoptycznej jest niestety w dużym stopniu zgeneralizowane i nie oferuje takiej dokładności jak modele mezoskalowe.
Odpowiedz
#3
OPIS PARAMETRÓW WYKORZYSTANYCH NA DIAGRAMACH SKEWT ORAZ HODOGRAFACH (PROFILI PIONOWYCH WIATRU).


1. Liczenie parametrów cząstki 

Obliczanie podstawowych parametrów konwekcyjnych wznoszącej się cząstki powietrza (takich jak CAPE, CIN, LI, LCL itd.).

Cząstka z poziomu (m) – brane jest powietrze z konkretnego poziomu w troposferze (wyrażonego w metrach nad ziemią) i unoszone do góry. Wybór opcji „ziemia” oznacza unoszenie powietrza z samej powierzchni (pozwala to obliczać SBCAPE). 

Uśredniona cząstka z dolnych (m) – najpierw liczona jest uśredniona cząstka z dolnej warstwy o pewnej grubości (wyrażonej w metrach). Parametry podlegające uśrednianiu to temperatura potencjalna i stosunek zmieszania. Następnie taka cząstka jest unoszona do góry. W taki sposób możemy policzyć np. MLCAPE. 

Najbardziej niestabilna cząstka – z dolnych 3 km troposfery wyszukiwane jest powietrze o największej temperaturze ekwiwalentno-potencjalnej (theta-e). Uniesienie takiej cząstki powietrza daje nam w rezultacie największą z możliwych do uzyskania chwiejności. Dzieje się tak ponieważ większa theta-e wiąże się z większą wypornością wznoszącego się, nasyconego parą wodną powietrza czyli bardziej „odchyloną” na prawo adiabatą wilgotną, którą przebiega krzywa stanu wznoszącej się cząstki. Mówiąc krótko, za pomocą tej opcji liczymy MUCAPE. 

2. Podstawowe parametry cząstki 




CAPE – energia konwekcji prądów wstępujących 

CIN – warstwa hamująca konwekcję

LI – lifted index, czyli wyporność cząstki na poziomie 500 hPa

LCL – poziom kondensacji z uniesienia chmur kłębiastych – teoretyczny poziom podstawy chmury 

LFC – poziom swobodnej konwekcji (początek CAPE) 

EL – poziom równowagi (koniec CAPE) – teoretyczny poziom kowadeł (nie wierzchołków) 

0-3 CAPE – energia konwekcji dostępna dla prądów wstępujących w dolnych 3 km troposfery



3. Pozostałe parametry termodynamiczne

MUCAPE – energia konwekcji najbardziej niestabilnej cząstki 
MUCIN – warstwa hamująca konwekcję dla najbardziej niestabilnej cząstki. 
MULI – lifted index najbardziej niestabilnej cząstki ICAPE – zintegrowane w pionie 
CAPE ICIN – zintegrowane w pionie 
CIN Parcel layer depth – grubość chwiejnych warstw mocno nie hamowanych(CAPE>50, |CIN|<50)
LR 0-1 km AGL – pionowy gradient temperatury z dolnego kilometra troposfery 
LR 2-4 km AGL – średni pionowy gradient temperatury z warstwy 2-4 km nad ziemią 
Precipitable water – wodność troposfery 
0 height – wysokość izotermy 
0 Wet bulb 0 height – wysokość izotermy 0 uwzględniając ochładzanie przez parowanie. 
Avg m. ratio 500 m – średni stosunek zmieszania z dolnych 500 metrów troposfery 
Delta theta-e – różnica między temperaturą theta-e przy ziemi, a najniższą w warstwie tworzenia się prądów zstępujących (800-500 hPa). Wartości 20 i więcej w warunkach podwyższonej chwiejności dają szansę na zjawiska downburst. 
Cold pool strength – z warstwy 800-500 hPa wybierana jest cząstka o najniższej temperaturze theta-e (theta-w). Wynik to różnica między temperaturą przy ziemi, a temperaturą theta-w wspomnianej cząstki (sprowadzonej do ciśnienia przy powierzchni ziemi). Wartości 10 i więcej są znaczne i świadczą o potencjale silniejszych prądów zstępujących.
DCAPE – energia konwekcji prądów zstępujących. Uśrednianie prądu zstępującego (temp. potencjalna i stosunek zmieszania) obejmuje warstwę 800-500 hPa. Powietrze sprowadzane jest w dół z poziomu 600 hPa. Wartości 500 J/kg należy uznać z umiarkowane, natomiast 1000 J/kg za duże i sprzyjające tworzeniu się bardzo silnych prądów zstępujących (zakładając obecność odpowiedniego CAPE).
Inflow layer bottom – dolna granica efektywnej warstwy napływu (CAPE>100, |CIN|<250)
Inflow layer top – górna granica efektywnej warstwy napływu 
1/2 of storm depth – połowa grubości chmury burzowej. Liczona jako średnia MU EL (poziom równowagi najbardziej niestabilnej cząstki) oraz Inflow layer bottom
Wind index – parametr szacujący maksymalną prędkość porywów w czasie zjawisk microburst. 
WMSI – ang. Wet microburst severity index – określa ryzyko wystąpienia mokrych microburstów. Bierze pod uwagę delta theta-e oraz SBCAPE. Wartości powyżej 50 to porywy ponad 18 m/s, wartości powyżej 80, to porywy ponad 25 m/s. 
HMI – ang. Hybrid microburst index – szacuje szanse wystąpienia hybrydowych microburstów. Szanse na downburst występują przy HMI>8 (w parze z wysokim WMSI), a rosną szczególnie przy HMI powyżej 16.

I TU UWAGA! Do indeksów wiatrowych i prędkości przez nich podawanych należy podchodzić z pewną ostrożnością. Po pierwsze, nie można liczyć na ich wielką precyzję, po drugie nie uwzględniają one czynników kinematycznych (odgrywających rolę przy obecności silniejszego przepływu w troposferze). 



4. Uskoki prędkościowe wiatru

0-6 km shear – inaczej DLS, jest miarą potencjału do organizacji komórek burzowych. Wartości 10 m/s i mniejsze zwykle nie są wystarczające do utworzenia zorganizowanych struktur konwekcyjnych. Prawdopodobieństwo organizacji w groźne układy wielokomórkowe wzrasta przy wartościach 15 m/s i więcej. Utworzenie się superkomórek jest szczególnie prawdopodobne dla wartości 20 m/s i większych.
0-3 km shear – uskok wiatru z dolnych kilometrów troposfery wpływa na rozwój układów burzowych z rozwiniętym frontem szkwałowy (zwykle w formie liniowej). Wartości 10 m/s uznaje się zwykle za pewne minimum, wartości 15 m/s i więcej szczególnie sprzyjają formowaniu się linii szkwałowych i bow echo (zakładając obecność pozostałych czynników potrzebnych do ich rozwoju, takich jak odpowiednia chwiejność, obecność strefy frontowej i adwekcja ciepła). 
0-1 km shear - uskok wiatru w warstwie granicznej osiągający duże wartości (10 m/s i więcej) może faworyzować rozwój trąb powietrznych. 
0-8 km shear – duże wartości tego parametru (30 m/s) korespondują zwykle z obecnością prądu strumieniowego w wyższych warstwach troposfery. Ze względu na dobrą ewakuację opadu z rdzenia prądu wstępującego burzy, takie wartości mogą sprzyjać długo istniejącym superkomórkom burzowym, które stwarzają większe zagrożenie gwałtownymi zjawiskami.
Effective shear – uskok wiatru z dolnej połowy grubości chmury burzowej. Elastyczny w zależności od sytuacji (konwekcja uniesiona, bardzo niskie/bardzo wysokie chmury Cb). Nie operuje na stałej warstwie (0-6 km). Pełni rolę analogiczną do 0-6 km shear (DLS). 
BRN shear – kwadrat różnicy między średnim wiatrem (0-6 km), a średnim wiatrem w dolnych 500 m. Wartości 35-40 m2/s2 i większe 
sprzyjają rozwojowi superkomórek. 

5. Średnie wiatry i ruch chmur burzowych 

0-6 km mean wind – średni wiatr z dolnych 6 km troposfery liczony jako średnia wektorów wiatrów z wielu poziomów w warstwie (0-6 km) nad ziemią, przybliża ruch zwykłych komórek burzowych. 
Corfidi mean wind – średni wiatr Corfidiego z warstwy chmurowej (średnia wektorów wiatru z poziomu 850 hPa, 700 hPa, 500 hPa oraz 300 hPa). 
Corfidi I vector – pierwszy wektor Corfidiego, obliczany jako różnica wektorów: Corfidi mean wind i wiatru na 850 hPa. Przybliża ruch układów MCS propagujących pod wiatr (ang. upwind propagating MCS), tak poruszają się niektóre klastry wielokomórkowe. 
Corfidi II vector – drugi wektor Corfidiego, obliczany jako suma wektorów Corfidi I vector i Corfidi mean wind. Przybliża ruch układów MCS propagujących z wiatrem (ang. downwind propagating MCS) takich jak linie szkwału i bow echo. Większe prędkości układów burzowych to większe ryzyko silnych porywów wiatru w czasie ich przechodzenia. 
Supercell RM – obliczony za pomocą algorytmu ID (ang. ID method) ruch superkomórek prawoskrętnych (ang. right-mover). 
Supercell LM – obliczony za pomocą algorytmu ID (ang. ID method) ruch superkomórek lewoskrętnych (ang. left-mover).

6. Uskoki kierunkowe wiatru

SRH (0-3 km) RM –skrętność dostępna w warstwie (0-3 km) nad ziemią dla superkomórek prawoskrętnych. Wartości powyżej 100 uznaje się za marginalnie sprzyjające superkomórkom, wartości ponad 250 uznaje się już za duże i sprzyjające również trąbom powietrznym. 
SRH (0-3 km) LM - skrętność dostępna w warstwie (0-3 km) nad ziemią dla superkomórek lewoskrętnych 
SRH (0-1 km) RM -skrętność dostępna w warstwie (0-1 km) nad ziemią dla superkomórek prawoskrętnych. Wartości powyżej 100 uznaje się za sprzyjające rozwojowi trąb powietrznych. 
SRH (0-1 km) LM - skrętność dostępna w warstwie (0-1 km) nad ziemią dla superkomórek lewoskrętnych 
Effective SRH RM – skrętność dostępna w efektywnej warstwie napływu dla superkomórek prawoskrętnych. Pełni rolę taką jak SRH3 oraz SRH1. 
Effective SRH LM – skrętność dostępna w efektywnej warstwie napływu dla superkomórek lewoskrętnych. Pełni rolę taką jak SRH3 oraz SRH1.

7. Wiatry wiejące względem burzy

500 hPa SR wind – wiatr wiejący w superkomórkę na poziomie 500 hPa. Przy wartościach poniżej 8 m/s rozwój tornad superkomórkowych jest mniej prawdopodobny. 
300 hPa SR wind – wiatr wiejący w superkomórkę na poziomie 300 hPa. Poniżej 18 m/s można spodziewać się superkomórek HP, między 18 a 30 m/s superkomórek klasycznych, natomiast powyżej 30 m/s superkomórek LP

8. Parametry kompozytowe

CapeShear/1000 – parametr będący iloczynem MUCAPE i 0-6 km shear, wyrażonym w tysiącach. Określa potencjał do występowania gwałtownych zjawisk burzowych wszelkiego rodzaju (trąby powietrzne, duży grad, silny wiatr). Najsilniejsze incydenty burzowe zwykle idą w parze z wysokimi wartościami CapeShear (często 30 tysięcy lub więcej). 
SCP new (RM, LM) – ang. Supercell composite parameter – parametr superkomórkowy w nowszej wersji, odpowiednio dla superkomórek prawo- i lewoskrętnych. Bierze pod uwagę MUCAPE, effective SRH oraz effective Shear
SCP old (RM, LM) – parametr superkomórkowy w starszej wersji, odpowiednio dla superkomórek prawo- i lewoskrętnych. Bierze pod uwagę MUCAPE, SRH3 oraz BRN Shear. 
STP eff (RM, LM) – ang. Significant tornado parameter – parametr tornadowy w nowszej wersji dla superkomórek prawo- i lewo skrętnych. Bierze pod uwagę MLCAPE (0-1 km), effective SRH, effective shear, MLLCL (0-1 km) oraz MLCIN (0-1 km). Warstwa efektywna ma zaostrzone kryterium (CAPE>500 J/kg, |CIN|<250 J/kg) i mu się zaczynać od ziemi, by STP było niezorowe. 
STP fix (RM, LM) – parametr tornadowy w starszej wersji biorący pod uwagę stałe warstwy i cząstkę z ziemi. Uwzględnia on SBCAPE, SRH1, 0-6 km shear, SBLCL oraz SBCIN. 
EHI – ang. Energy helicity index – iloczyn SBCAPE i SRH (0-1 km) lub SRH (0-3 km), pomocny przy prognozowaniu superkomórek i trąb powietrznych. 
DCP – ang. Derecho composite parameter – parametr silnych nawałnic na skalę derecho. Uwzlgędnia on MUCAPE, DCAPE, 0-6 km mean wind oraz 0-6 km shear. 
SHIP – ang. Significant hail parameter – parametr opadów wielkiego gradu (5 cm+). Bierze on pod uwagę MUCAPE, 0-6 km shear, pionowy gradient temperatury (warstwa 700-500 hPa), stosunek zmieszania najbardziej niestabilnej cząstki oraz temperaturę na wysokości 500 hPa.
Pozdrawiam                                                                                                                                Kontakt: skyproject@pspm.org.pl 
Koordynator SkyProject 

Odpowiedz
#4
NOWOCASTING I SONDOWANIA ATMOSFERYCZNE
  • Nowocasting, czyli prognozowanie pogody " na teraz " polega na wykorzystaniu aktualnych danych teledetekcyjnych ( zdjęcia satelitarne, zobrazowania radarowe ), depesz meteorologicznych oraz informacji pochodzących od lokalnych obserwatorów burz. Aktualne zdjęcia z satelity geostacjonarnego dają możliwość określenia obszarów inicjacji konwekcji, wierzchołków chmur Cb oraz wyznaczania ich trajektorii. W prognozowaniu trąb powietrznych najbardziej użyteczne są radary dopplerowskie, dające możliwość wykrycia lokalnej wirowości powietrza w postaci mezocyklonu. Szczególnie istotna jest identyfikacja sygnatury " hook-echo ", która według obserwacji amerykańskich w 84 % przypadków związana jest z wystąpieniem trąby powietrznej. Prognozowanie tą metodą w dużym stopni zleży od wiedzy synoptyka i systemów jakimi dysponuje. Umożliwia wydawanie prognoz i ostrzeżeń o większej szczegółowości, gdyż uwzględnia czynniki lokalne i aktualne dane o pogodzie. Pomimo zawansowanych modeli numerycznych, nowcasting jest obecnie najlepszą metodą krótkoterminowego prognozowania i ostrzegania przed niebezpiecznymi zjawiskami konwekcyjnymi. Przy użyciu odpowiedniej technologii radarowej służącej wykrywaniu mezocyklonów, możliwe jest ustalenie określonej trajektorii komórki burzowej i zawiadomienie ludności na kilkanaście do kilkudziesięciu minut przed pojawieniem się zagrożenia. Należy jednak pamiętać, że dane z systemu radarowego są dostępne z około 10-minutowym opóźnieniem (wynika to z pomiaru i przetworzenia danych jakie musi radar wykonać), co istotnie skraca czas na reakcję, a w niektórych przypadkach uniemożliwia podjęcie działania. Amerykanie w celu wydłużenia czasu reakcji stosują system warn-on forecast, w którym zobrazowanie radarowe superkomórek jest diagnozowane i prognozowane przy użyciu numerycznego modelu
  • Sondowania atmosferyczne związane z trąbami powietrznymi są wykorzystywane w badaniach do analizy warunków w jakich owe zjawiska powstają. Można je więc wykorzystywać również do analizowania aktualnych warunków i estymacji ryzyka pojawienia się trąby powietrznej w danym regionie. Prognozowanie przy użyciu sondowań atmosferycznych opiera się na określeniu parametrów termodynamicznych i kinematycznych dla charakterystycznej masy powietrza oraz ustaleniu kierunku i siły wiatru na poziomie przenoszenia (700 hPa – zima, 500 hPa – lato). W ten sposób możliwe jest ustalenie, dokąd w określonym czasie przemieści się dana masa powietrza. Oczywiście okres ten nie może być długi, gdyż zależnie od warunków lokalnych i pory dnia, parametry fizyczne powietrza zmieniają się i po pewnym czasie dane pomiarowe przestają być reprezentatywne. Sondowania w Polsce w okresie największej aktywności trąb powietrznych (od maja do sierpnia) wykonywane są o godzinie 14.00 czasu lokalnego – w zestawieniu z największą aktywnością trąb powietrznych w ciągu dnia (od 16.00 do 18.00) daje to możliwości wykorzystania ich w metodzie nowcasting. W estymacji warunków sprzyjających powstawaniu trąb powietrznych wykorzystuje się te same parametry, które zostały opisane wcześniej. Użycie ich w radiosondażach może być bardziej wartościowe niż w modelach mezoskalowych, gdyż pokazują parametry zmierzone, a nie modelowe. Ich wadą jest jednak mała szczegółowość prognoz ze względu na nierównomierne i bardzo rzadkie rozmieszczenie stacji pomiarowych. Przykład sondowań z 12.00 UTC z miejscowości Poprad oraz Wiedeń z dnia 15.08.2008 (seria trąb powietrznych w środkowej Polsce – wysokie wskaźniki tornadowe) pokazuje, że dane radiosondażowe są ważnym źródłem informacji dla synoptyka i stanowią wartościowe uzupełnienie danych modelowych, które można wykorzystać w prognozie.
Odpowiedz
#5
RADARY METEOROLOGICZNE W WYKRYWANIU TRĄB POWIETRZNYCH I ICH ZALĄŻKÓW



[b]Radar meteorologiczny[/b] - radar używany do obserwacji opadów: ich położenia, intensywności, rodzaju i ruchu. Dane te są używane w prognozowaniu przyszłego położenia i intensywności opadów. Ogólna zasada działania radarów meteorologicznych, i ich budowa, są podobne jak innych rodzajów radarów, zaś parametry i sposób wykonywania pomiarów (długość fali, rozdzielczość, zasięg, strategia skanowania itd.) zostały dostosowane do pomiarów obiektów meteorologicznych.

1. Budowa radaru meteorologicznego

Zasada działania radaru impulsowego polega na wysyłaniu w przestrzeń impulsów fal elektromagnetycznych, które są skoncentrowane w wąskiej wiązce, a następnie odbiorze fal odbitych od obiektów znajdujących się w atmosferze. Klasyczny radar impulsowy zbudowany jest z następujących modułów:
  • Nadajnik generuje sygnał elektromagnetyczny o wysokiej mocy (na ogół 100-1000 kW w jednym impulsie) i wysokiej częstotliwości, w postaci bardzo krótkich impulsów. Czas trwania tych impulsów jest rzędu mikrosekund. Moment generowania impulsu jest wyznaczany przez synchronizator.
  • Odbiornik wzmacnia pozyskiwane z anteny bardzo słabe sygnały do takiej wielkości, aby mogły być przejmowane przez system prezentacji. Odbierane sygnały mogą mieć moc rzędu 10-14 W, a więc są 1019 razy słabsze od sygnałów wysyłanych przez nadajnik. Do wykorzystania przez system potrzebne są sygnały o mocy rzędu 0,1 W, zatem wzmocnienie mocy odbiornika powinno być rzędu 1013 razy.
  • Antena nadawczo-odbiorcza przejmuje od nadajnika za pośrednictwem przełącznika nadajnik-odbiornik sygnał w postaci krótkich impulsów elektromagnetycznych (o czasie trwania do kilku mikrosekund) o wysokiej częstotliwości, po czym wysyła je w przestrzeń w postaci ukierunkowanej wiązki. Ponadto antena odbiera z tejże przestrzeni sygnały elektromagnetyczne i kieruje je za pośrednictwem przełącznika nadajnik-odbiornik do odbiornika.
  • Przełącznik nadajnik-odbiornik podłącza antenę: do nadajnika gdy nadajnik generuje impulsy o wysokiej częstotliwości i na ten czas odłącza ją od odbiornika, a w pozostałym okresie przełącznik odcina antenę od nadajnika i podłącza ją do odbiornika. Tryb pracy przełącznika nadajnik-odbiornik jest sterowany przez synchronizator (zegar systemu). Ponieważ okres pomiędzy kolejnymi impulsamiT wynosi na ogół około 4 tysiące μs, zaś czas trwania (szerokość) τ impulsu około 2 μs, zatem okres T jest około dwa tysiące razy dłuższy niż τ. Czyli przez prawie cały czas pracy radaru antena pracuje dla odbiornika, a jedynie przez bardzo krótkie okresy czasu dla nadajnika. Przełącznik nadajnik-odbiornik zabezpiecza odbiornik i jego czułe układy wejściowe przed silnymi sygnałami nadajnika.
  • System sterowania radarem i prezentacji danych. W dawnych typach radarów prezentacja odbywała się na wskaźnikach, które stanowiły odpowiednie lampy elektronowe. Obecnie służy do tego pakiet oprogramowania komputerowego, które steruje pracą radaru, czyli realizuje np. ustawianie anteny, czasów początku i końca obserwacji, uśrednianiem sygnału i jego przetworzeniem do postaci cyfrowej, a z drugiej strony wyświetla w dogodnej dla użytkownika formie wyniki pomiaru na ekranie monitora oraz przesyła je do użytkowników zewnętrznych. Najbardziej znane systemy przetwarzania danych radarowych zostały opracowane przez firmy: niemiecki Selex Gematronik (system Rainbow) oraz amerykańskie Sigmet (system Iris) i EEC (system Edge).


2. Radar dopplerowski


Radary, które są przystosowane do pomiaru efektu Dopplera, zwane są radarami dopplerowskimi. Efekt Dopplera polega na zmianie częstotliwości sygnału odbitego od obiektu, jeśli obiekt ten przybliża się lub oddala od radaru – znajduje się względem niego w ruchu. Obiekty meteorologiczne na ogół nie są statyczne. Gdy obiekt oddala się, to częstotliwość echa maleje, gdy zaś obiekt przybliża się, to częstotliwość echa rośnie. Zatem częstotliwość sygnału odbijanego od obiektu może być miarą prędkości jego ruchu względem radaru. Zjawisko to wykorzystuje się w radarach dopplerowskich do pomiaru ruchu obiektów meteorologicznych. Prędkość wiatru utożsamiana jest z prędkością chmur, zatem pośrednio pomiarowi podlega również prędkość wiatru.

Zmiana częstotliwości echa na skutek efektu Dopplera jest równa:

[Obrazek: 2a4d230bc3058123e03045f9415338fa.png]

gdzie: vr – prędkość radialna obiektu.

Częstotliwość dopplerowska, czyli zmiana częstotliwości sygnału wywołana efektem Dopplera, w przypadku obiektów meteorologicznych nie przekracza wartości kilku kHz. Jest to zbyt mała zmiana w odniesieniu do częstotliwości sygnału wysyłanego, by można było zmierzyć ją bezpośrednio. W praktyce sygnał dopplerowski jest uzyskiwany przez zmieszanie fali nadawanej i odbieranej oraz wydzieleniu drgań o niskiej częstotliwości równych różnicy częstotliwości drgań fali nadawanej i odbieranej.
Pomiar efektu Dopplera w radarach meteorologicznych jest wykorzystywany przede wszystkim do pomiaru pola wiatru. Równie ważnym zastosowaniem jest wykorzystanie go do eliminacji tzw. echa stałych – ech niemeteorologicznych, pochodzących od wzniesień, gór itd. Posiadają one zerową prędkość.





1a. EFEKT DOPPLERA A TRĄBY POWIETRZNE





Wykrywanie ruchu powietrza w przypadku radarów meteorologicznych należy rozumieć jako wykrywanie obiektów poruszanych przez wiatr. Od zawartości wody zależy możliwość wykrycia ruchów powietrza.

 Rys.1.

[Obrazek: ppi_v_png_300x300_q85.jpg]


W przypadku gdy na jakimś azymucie wykryty zostanie obiekt przemieszczający się do radaru, a na nieznacznie różniącym się azymucie obiekt oddalający się z tą samą prędkością od radaru to można przypuszczać, że jest to obserwacja tego samego wiru powietrza. 







2a. KSZTAŁTY ECHA RADAROWEGO ZWIASTUJĄCEGO GROŹNE ZJAWISKA TYPU HOOK ECHO TRĄBY POWIETRZNEJ.






  •  HOOK ECHO 
Sygnatura odbiciowości radarowej w kształcie haka, która jest bardzo charakterystyczną cechą przede wszystkim klasycznej postaci super komórki burzowej. "Charakterystyczny Hak" znajduje się zazwyczaj w tylnej części rdzenia super komórki, w miejscu występowania mezocyklonu. W sprzyjających warunkach w rejonie hook echo rozwija się trąba powietrzna.

 Rys.[2,3].

[Obrazek: dsn5h_png_300x300_q85.jpg][Obrazek: jun2710ref0355a_png_300x300_q85.jpg]

Proces formowania hook echo łączono z tzw. RFD (Rear-Flank Downdrafts) obserwowanymi w super komórkach obszarami opadającego powietrza – czynnik krytycznym do rozwoju znaczących tornad w obrębie super komórek.


3b.  Zobrazowania hook echo w Polsce na Pomorzu 14 lipca 2012 r.



 Rys. [4,5,6]

[Obrazek: 1_png_300x300_q85.jpg][Obrazek: 2_png_300x300_q85.jpg][Obrazek: 1_2_png_300x300_q85.jpg]





4a. BWER (Bounded Weak Echo Region) – Ograniczony obszar słabego echa




Sygnatury WER i BWER są bezpośrednim wskaźnikiem znacznej siły prądu wstępującego oraz cechami burz gradowych w superkomórkach. Związane są z siłą wiatru wznoszącego i prawie zawsze znajdują się w obszarze napływu z wyładowaniami. Obecność WER lub BWER znacznie zwiększa prawdopodobieństwo, że w danej burzy obecny jest mezocyklon (jeśli brak jest innych cech wskaźnikowych, by to stwierdzić). Obecność WER lub BWER w burzy innej niż superkomórka oznacza, że może ona (ze względu na znaczną siłę prądu wstępującego) nieść wiele zagrożeń (mzocyklon), a przede wszystkim duży grad.

Rys.[5].

[Obrazek: 1_1_png_300x300_q85.jpg]






źródła: wikipedia.pl, IMiGW, UW Śląski
Pozdrawiam                                                                                                                                Kontakt: skyproject@pspm.org.pl 
Koordynator SkyProject 

Odpowiedz
#6
Poziom prognozowania trąb powietrznych w Polsce
  • Analiza obecnej wiedzy na temat tornadogenezy, dostępu do danych o pogodzie oraz możliwości krajowego prognozowania, pozwoliła wyznaczyć 4 poziomy, na których może odbywać się prognozowanie trąb powietrznych. Poziom pierwszy funkcjonuje głównie w skali synoptycznej i wykorzystuje modele globalne. Daje możliwości wskazania rozległych obszarów, w których mogą wystąpić niebezpieczne zjawiska konwekcyjne, do 48 godzin przed ich pojawieniem się. Ze względu na skomplikowane procesy fi zyczne jakim podlega troposfera, niezwykle trudno jest dokładnie przewidzieć pogodę z 48-godzinnym wyprzedzeniem, dlatego sprawdzalność prognoz jest relatywnie niska. 
  • W następnym poziomie oprócz modeli globalnych korzysta się z dokładniejszych modeli mezoskalowych, które w interwale czasowym do 24 godzin oferują bardziej szczegółowe i wiarygodne dane; wzrasta wtedy dokładność i sprawdzalność prognoz. Tutaj możliwe jest jeszcze efektywne poinformowanie mieszkańców poprzez formułowane w mediach ostrzeżenia o potencjalnie niebezpiecznych zjawiskach. 
  • Trzeci poziom opiera się na monitorowaniu powstałych komórek burzowych i nowcastingu, w którym dokładność i rzetelność prognoz oraz ostrzeżeń wzrasta. Taki monitoring prowadzi m.in nasze Polskie Stowarzyszenie Pasjonatów Meteorologii , które wykorzystując ogólnodostępne dane wydaje ostrzeżenia dla powiatów. Niestety, ze względu na brak rozwiniętych systemów informowania mieszkańców, niewielkie są możliwości dotarcia z ostrzeżeniem do osób znajdujących się na trajektorii niebezpiecznych komórek burzowych. IMGW przy użyciu własnych systemów teledetekcyjnych również prowadzi nowcasting. Grupa burzowych specjalistów w Warszawie monitoruje na bieżąco zjawiska konwekcyjne, a synoptycy w regionalnych biurach prognoz meteorologicznych wydają ostrzeżenia o możliwości wystąpienia niebezpiecznych zjawisk. 
  • Ostatni, 4 poziom, wymaga dostępu do zaawansowanego systemu radarowego i umożliwia wydawanie ostrzeżeń z wysokim prawdopodobieństwem detekcji. Taki dostęp posiada IMGW, jednak nie dysponuje odpowiednim systemem ostrzegania mieszkańców w tak krótkim czasie. Na tym poziomie doskonale radzą sobie specjaliści ze Stanów Zjednoczonych, którzy po wielu latach doświadczeń związanych z tornadami, rozwinęli specjalne systemy prognozowania zobrazowania radarowego, które potrafią wydłużyć czas na reakcje nawet do 20 minut. Dzięki temu uzyskuje się dodatkowy czas na poinformowanie mieszkańców systemami ostrzegania (komunikaty w TV, radio, telefony komórkowe, syreny alarmowe). Mieszkańcy są informowani, jak reagować na ostrzeżenia oraz kiedy najczęściej można się ich spodziewać. Dodatkowo NOAA NWS przeprowadza specjalistyczne szkolenia dla obserwatorów burz, którzy w przypadku zaobserwowania niebezpiecznego zjawiska konwekcyjnego informują o tym służby meteorologiczne – w wielu przypadkach skraca to czas konieczny na wydanie odpowiednich ostrzeżeń. 
[Obrazek: PPTP.png]
Opracowanie własne
Odpowiedz


Skocz do:


Użytkownicy przeglądający ten wątek: 1 gości