Baza wiedzy

Serwis meteo.pl zajmuje się przede wszystkim prognozami krótkoterminowymi, a nie klimatologią globalną, ale spróbujemy krótko odpowiedzieć: W materiałach medialnych przytacza się informacje o skutkach istotnego ocieplenia klimatu – większej intensywności cyklonów tropikalnych, falach upałów, suszach, czy powodziach w różnych regionach świata, jednak prawie nigdy nie dowiadujemy się o przyczynach powodujących te zjawiska. Poza cyklonami tropikalnymi, w miarę regularnymi i zlokalizowanymi w określonej strefie klimatycznej, to upały, susze i powodzie są spowodowane zmianami lub charakterystycznymi cechami cyrkulacji atmosfery i oceanu – tu należy się doszukiwać zasadniczych przyczyn zmian klimatu. Wspomnieć należy, że nie tylko prądy oceaniczne transportują energię pochłoniętą przez Ziemię w strefie równikowej i podzwrotnikowej ku biegunom, równie istotne jest przenoszenie energii przez ciepło utajone (na parowanie wody pochłaniana jest energia, przy kondensowaniu w chmurze oddawana) oraz przenoszenie poprzez „zwykłą” adwekcję. Przy analizowaniu zmian klimatu na podstawie obserwacji wykonywanych regularnie od 150 lat należy pamiętać, że geologiczne epoki ochładzania i ocieplania klimatu Ziemi – miocen, pliocen i plejstocen trwały od 23 milionów lat, zaś ocieplenie w obecnej epoce holocenu ma dopiero niecałe 12 tysięcy lat. To tak jak porównać rok do jego ostatnich 4,6 godzin, a w tym wyliczeniu 150 lat obserwacji ma miarę 210 sekund. Badanie klimatu to nie tylko sprawdzanie temperatury, ten element jest wynikiem wielu procesów - cyrkulacji atmosfery i oceanów, przemian fazowych wody, powstawania chmur i opadów – o czym stale piszemy w naszych komentarzach, pokazując na przykładach jak zmienna jest atmosfera.

Pojęcia dotyczące konwekcji w atmosferze ewoluują w miarę rozwoju technik pomiarowych (satelitarnych i radarowych oraz zautomatyzowanych pomiarów intensywności opadu). W terminologii formalnej zawartej w Słowniku meteorologicznym, PTE/IMGW 2003 nie występuje ani pojęcie superkomórki, ani tym bardziej - mezoskalowego systemu konwekcyjnego. Profesorów meteorologii synoptycznej w Polsce nie ma, łowcy burz przenoszą wprost pojęcia z USA na nasz lokalny grunt. Pamiętajmy jednak, że NY jest na szerokości geograficznej Neapolu, a północna granica USA to południowy skraj Polski. Dodatkowo tam zdarzają się często napływy powietrza od Zatoki Meksykańskiej, z zanikających cyklonów tropikalnych, o znacznej zawartości pary wodnej, a tym samym o olbrzymiej energii chwiejności. Przebieg zjawisk konwekcyjnych na Wielkich Równinach nijak ma się do przebiegu konwekcji nad Niziną Środkoeuropejską, dodatkowo leżymy w cieniu Alp, Sudetów i Karpat. Pojęcie superkomórki zaczęliśmy wprowadzać w naszych komentarzach publikowanych od 1998 roku, gdy okazało się, że system numeryczny co raz latem prognozuje „pawie oczka” opadów, przekraczających 30 mm/3h. Wracając do definicji - za superkomórkę uważamy zespół wielu chmur CB, przykrytych wspólnym kowadłem, oczywiście z burzą i opadami nawalnymi, ale zespół ten nie wytwarza własnej cyrkulacji poza oddziaływaniem w bliskim otoczeniu (20-30 km). Superkomórka ma w środkowoeuropejskich warunkach 80-200 km średnicy. Mezoskalowy system konwekcyjny (z angielska MCS) wytwarza własną, dłużej trwająca cyrkulację w formie fali lub niewielkiego ośrodka niżowego na południkowo ułożonym froncie lub tworzy się bez udziału frontu w masie powietrza o znacznej energii chwiejności i zasobie pary wodnej. Z licznych obserwacji satelitarnych i niekiedy z doniesień medialnych takie MCS w Europie i okolicach można obserwować na południe od Alp, południowych Karpat i nad wybrzeżami Morza Śródziemnego i Czarnego, nad Polską typowego MCS nie są obserwowane.

Kryterium klasyfikującym cyklon tropikalny jako huragan nie jest wartość ciśnienia w jego centrum lecz prędkość wiatru, która w pobliżu centrum wiru powinna przekraczać 32 m/s, wtedy cyklon tropikalny jest ogłaszany huraganem pierwszej kategorii. Jedno z drugim - ciśnienie, a właściwie gradient ciśnienia i wiatr - ma niewątpliwy związek, ale względy praktyczne wskazują, by posługiwać się prędkością wiatru przy definiowaniu kategorii huraganu wraz z określeniem skutków jaki wywiera.

TEMPERATURA EKWIWALENTNO-POTENCJALNA - przedstawia wielkość ogrzania powietrza wskutek skondensowania całej zawartej w nim pary wodnej (przy danym ciśnieniu), następnie adiabatyczne (bez wymiany ciepła z otoczeniem) sprowadzenie tak ogrzanego powietrza do ciśnienia 1000 hPa. Izotermy Te-p przedstawia się na mapie powierzchni 850 hPa (wysokość ok. 1,5 km n.p.m.), ponieważ wyraźniej widać na niej pozycję frontów atmosferycznych oraz obszar zajęty przez powietrze arktyczne, polarne i zwrotnikowe. Na mapie powierzchni 850 hPa także przedstawiane są izotermy temperatury powietrza, ale nie wskazują one obszarów zajętych przez poszczególne masy powietrza.

Niż jest wirem o osi pionowej, izobary mają krzywiznę cykloniczną, ruch powietrza odbywa się przeciwnie do ruchu wskazówek zegara, ciśnienie w centrum wiru jest najniższe. Wielkość ciśnienia nie jest najważniejsza, ze względów praktycznych najistotniejsza jest cykloniczna krzywizna izobar powodująca zbieżność wiatru i wymuszająca ruch powietrza do góry. W rezultacie tworzą się chmury, potem opady. Podobna sytuacja występuje w przypadku wyżu, który też jest wirem o osi pionowej, pozostałe jego cechy są zaprzeczeniem cech niżu: antycykloniczna krzywizna izobar, ruch powietrza zgodny z ruchem wskazówek zegara. Zamiast zbieżności wiatru w obszarze objętym niżem występuje rozbieżność wiatru i ruchy zstępujące. Prowadzą one do wytworzenia się inwersji osiadania (warstwa, w której temperatura z wysokością wzrasta; gdy nie ma ruchów zstępujących temperatura powietrza obniża się z wysokością). Inwersja, ściślej inwersja temperatury, wywiera istotny wpływ na pionowy rozwój chmur kłębiastych.

PRĄD STRUMIENIOWY - bardzo silny strumień powietrza występujący w pobliżu tropopauzy. Na mapach pogody najczęściej widać go na powierzchni 300 hPa (ok. 9 km). Charakteryzuje się dużym gradientem prędkości wiatru (zmniejszaniem się prędkości wiatru na jednostkę odległości od osi p.s.). Gradient prędkości wiatru jest miarą wirowości, która jest transportowana do niższych warstw atmosfery stając się starterem niżu na froncie atmosferycznym. Jeśli nie dochodzi do generacji niżu, wówczas izobary przybierają krzywiznę cykloniczną albo zmieniają dotychczasową krzywiznę w stronę krzywizny cykloniczne. Opisane wyżej zmiany mają miejsce w obszarze na lewo od osi p.s., w obszarze na prawo od osi p.s. transportowana jest wirowość antycykloniczna. WIROWOŚĆ - definiuje się jako rotację wektora prędkości. Termin ten zrobił karierę, kiedy w latach 40. XX wieku sformułowana została teoria rozwoju układów barycznych; zmianę wirowości przyjęto w niej jako miarę rozwoju niżu albo wyżu, a nie sam spadek lub wzrost ciśnienia.

ADWEKCJA - to poziomy ruch powietrza, w wyniku którego zmienia się w danym punkcie np. temperatura, wilgotność i inne wskaźniki opisujące dotychczasową pogodę.

Fala na froncie poprzedza stadium utworzenia się niżu. Zamknięcie się pierwszej izobary wokół wierzchołka fali jest oznaką utworzenia się młodego niżu. Rozwijając się staje się on niżem dojrzałym w momencie rozpoczęcia okludowania się frontów atmosferycznych. Niż jest wirem. Żeby z fali na froncie powstał ruch wirowy, musi być zasilony cykloniczną wirowością. Może ona pochodzić od źródła ciepła, typowym obszarem takiego źródła jest w chłodnej porze roku Morze Śródziemne, albo od prądu strumieniowego - tu pora roku nie jest ważna.

Śledząc Państwa komentarze do numerycznej prognozy pogody zorientowałem się, że gdy mają wiać wiatry znad Arktyki - to będzie bardzo zimno, natomiast gdy napływa powietrze polarno-morskie, to też będzie zimno, ale już nie aż tak bardzo, a za to wilgotno. Dotychczas wydawało mi się, że Arktyka leży na terenach polarnych (lub odwrotnie), a w każdym razie, że to ten sam kierunek. Tymczasem okazuje się, że wiatry arktyczne są zimniejsze od polarnych, a śnieg z kierunków polarnych jest mokry, podczas gdy pochodzący z Arktyki - suchy. To gdzie jest ta meteorologiczna Arktyka, a gdzie są te meteorologiczne tereny polarne? Bo geograficznie rzecz biorąc znajdują się chyba w tym samym miejscu? W meteorologii za obszar arktyczny przyjęto obszar okołobiegunowy na północ od 70. równoleżnika. Powietrze przebywające nad tym obszarem, który jest pokryty śniegiem i lodem (w lecie topniejącym śniegiem i lodem), przybiera określone cechy odróżniające je od powietrza kształtującego się w innych rejonach i nazywa się powietrzem arktycznym. (PA) Drugim obszarem, nad którym formuje się masa powietrza krańcowo różniąca się od poprzedniej, jest obszar wyżów podzwrotnikowych (wyż azorski na Atlantyku). Północna granica tego obszaru znajduje się w pobliżu 45. stopnia szerokości geograficznej. Powietrze przebywające w obszarze wyżu azorskiego jest ciepłe i wilgotne i nazywane jest powietrzem zwrotnikowym (PZ). Kiedy napłynie do nas odczuwamy je jako powietrze łagodne; żadna inna masa powietrza nie ma tej cechy. Pozostała część Atlantyku, znajdująca się na północ od 45. równoleżnika, w nazewnictwie meteorologicznym to obszar polarny, tu formuje się powietrze polarne (PP). Ma ono cechy pośrednie między ciepłym i wilgotnym powietrzem zwrotnikowym a zimnym i o małej zawartości pary wodnej powietrzem arktycznym. Mamy zatem trzy masy powietrza, dla ich rozdzielenia wystarczą dwa fronty. Front arktyczny rozdziela PA od PP, front polarny - PP od PZ.

Pole ciśnienia decyduje o kierunku i prędkości napływu mas powietrza na wszystkich poziomach atmosfery. Masy powietrza, kształtujące się nad obszarami ciepłymi lub zimnymi, suchymi lub wilgotnymi, przynoszą określony typ pogody. Wszystko to dodatkowo jest komplikowane procesami na frontach atmosferycznych i oddziaływaniem warunków lokalnych. Warunki lokalne mają decydujący wpływ na typ pogody i przebieg procesów atmosferycznych, kiedy nie ma zmian temperatury i wilgotności wywołanych napływem nowej masy powietrza, albo gdy są one znikomo małe. I chociaż w pogodzie nie ma "czystych" lokalnych albo adwekcyjnych przypadków, przynajmniej te dwa czynniki rywalizują ze sobą; typ pogody określa ten, którego wkład jest większy.

Zasadniczo tak, choć nie zawsze. Na przykład, prognozy modelu UM startujące o godzinach 00 i 12 wykorzystują szerszy zestaw warunków początkowych, niż prognozy z godzin 06 i 18, więc bywają bardziej wiarygodne. Drugi powód, bardziej ogólny — model potrzebuje, szczególnie w okresie letnim, w okresie intensywnych zjawisk konwekcyjnych, tzw. "rozbiegu". To oznacza, że pierwsze godziny prognozy mogą jeszcze nie pokazywać gwałtownych opadów czy burz. Warto wtedy sprawdzić prognozę obliczoną wcześniej.

Zazwyczaj dlatego, że zmieniły się prognozy z modeli globalnych, przygotowywanych poza ICM, na podstawie których uruchamiamy nasze obliczenia. Drugi powód jest taki, że im prognoza jest na odleglejszy termin, tym jest obarczona większą niepewnością i jest mniej wiarygodna. Co nie znaczy, że nie ma wyjątków od tej reguły.

Mechanizm powstawania opadów w drugiej połowie nocy i burz nad ranem polega na radiacyjnym wychładzaniu górnej warstwy chmur. Deszcz w drugiej połowie nocy ma miejsce gdy w górnej warstwie chmur rozwinie się chwiejna równowaga. Na rozwój chmury, która stanie się chmurą opadową, potrzeba kilku godzin i z powstałej w takich warunkach chmury nad ranem zaczyna padać deszcz. Burza z kilkoma grzmotami spektakularnie kończy zapoczątkowaną pod osłoną nocy konwekcję w środkowej troposferze.

Chodząc po górach trzeba być przygotowanym na to, że szczyty gór mogą nagle zostać przykryte chmurami, mimo, że chmur, jak okiem sięgnąć, nie było. Podczas przepływu powietrza przez góry pojawia się składowa pionowa ruchu powietrza rzędu kilku metrów na sekundę, a to może prowadzić do utworzenia się chmury, której przed chwilą nie było, była jednak wysoka wilgotność względna powietrza. To nie jest przepływ chmury z jednego miejsca na drugie, chmura po prostu się tworzy i pokrywa wszystko swoją mgłą z dramatycznie niską widzialnością.

Tak, jak pisaliśmy wcześniej, odległość w poziomie między sąsiadującymi węzłami (krok siatki) modelu UM wynosi 4 kilometry. Zależność między krokiem przestrzennym modelu a rozdzielczością jest taka, że najmniejsze zaburzenie, jakie może być opisane przez model, ma długość dwóch kroków siatki. Tak więc w przypadku modelu UM o kroku siatki 4 km wszystkie zjawiska mniejsze niż 8 km mają charakter podsiatkowy, czyli nie mogą być rozwiązane w sposób jawny. Jedynym sposobem określenia ich ewentualnego wystąpienia jest parametryzacja, czyli statystyczny zawiązek pomiędzy zmiennymi wielkoskalowmi a procesami podsiatkowymi. Stąd trudności w precyzyjnym opisie wystąpienia lokalnej burzy w modelu 4 km.

Ciepła pora roku odznacza się rozwojem chmur kłębiastych w dzień z przelotnymi opadami. Wieczorem i w nocy chmury zanikają i następnego dnia cykl się powtarza. Poziome rozmiary opadów z tych chmur mieszczą się w przedziale od kilkuset metrów do kilkunastu kilometrów. Czasami są większe, gdy chmury łączą się w większe zespoły. Model UM ma krok siatki obliczeniowej 4 km, więc pole opadu może być mniejsze od kroku siatki, albo być porównywalne z krokiem siatki. Lepsza sprawdzalność prognoz opadu zwykle jest w chłodnej porze roku, gdzie chmury tworzą się wskutek wślizgu nad powierzchnią frontową. Są to chmury warstwowe, a szerokość strefy opadu sięga do 300 km, jej długość znacznie więcej. Strefy opadu z takich chmur nie mają "dziur", tak jak to jest w przypadku opadu z chmur kłębiastych.

Prognozowanie opadu jest jednym z trudniejszych zadań modeli numerycznych. Czasami błąd prognozy wynika ze specyfiki zjawisk lokalnych (patrz pytanie o oberwaniu chmury), a czasami na przykład, z błędnych warunków brzegowych, którymi zasilane są nasze modele. Do określania prawdopodobieństwa opadu zalecamy mapy obszarowe (tzw. szczegółowe), które pozwalają zorientować się, czy np. znajdujemy się w środku dużego obszaru z opadami, czy na jego skraju.

Modele meteorologiczne dla obszarów lokalnych, jak Polska czy Europa, wymagają dostarczenia danych początkowych stanu atmosfery i danych brzegowych. Źródłem tych danych są modele globalne, czyli liczące prognozę pogody na całej kuli ziemskiej. Dla modelu UM dane dostarcza globalny model UM liczony w MetOffice w Wielkiej Brytanii. Natomiast modele WRF jest zasilany modelem GFS liczonym w NCEP w USA. Modele UM i WRF nie są zasilane bezpośrednimi danymi obserwacyjnymi. Dane obserwacyjne pochodzą od służb meteorologicznych prowadzących pomiary na obszarach swoich państw, jak również gromadzące dane satelitarne i z morza. Zatem są w sposób pośredni uwzględniane w procesie powstawania prognozy pogody w naszych modelach, dzięki mechanizmowi ich asymilacji w modeli globalnych.

Najbardziej widoczną, już na pierwszy rzut oka, różnicą między modelami jest krok siatki (ten parametr jest wymieniony, gdy decydujemy który model wybieramy UM 1,5km, UM 4km, WRF 3,4km). Z tego powodu UM 1,5km może uwzględnić wiele drobnych szczegółów, które nie zostają odwzorowane na rzadszej siatce modelu WRF. Różnica ilości poziomów obliczeniowych, UM 70 natomiast WRF 48, jest istotna dla diagnozy i prognozy pionowej struktury temperatury i wilgotności atmosfery. Większa liczba poziomów obliczeniowych skutkuje lepszą prognozą rodzajów chmur, ich grubością, zasięgiem pionowym i lepszym punktem wyjścia do prognozy opadu. Każdy z modeli nieco inaczej parametryzuje ( przybliża ) różne zjawiska fizyczne takie jak: transfer promieniowania, tworzenie się chmur i opadów itd. Modele mają też różną charakterystykę podłoża (inna siatka i inne klasy podłoża) oraz zasilane są danymi z różnych modeli globalnych, co czasami ma wpływ na wynik ostatecznej prognozy.