„Śnieżny” efekt jeziora – co o nim wiemy?

Opady śniegu w naszej strefie klimatycznej nie są niczym nadzwyczajnym. Występują w chłodnej porze roku i ich następstwem na ziemi jest pokrywa śnieżna, nierzadko o dość znacznej grubości. Czasami jednak opad śniegu może być szczególnie intensywny i długotrwały. Dotyczy to między innymi regionów nadmorskich i dużych jezior. W jednym ciągu od strony akwenu mogą przechodzić silne śnieżyce, a opad o zmiennym natężeniu może trwać kilka, kilkanaście godzin, a w skrajnych przypadkach nawet do kilku dni. Jego konsekwencją najczęściej jest bardzo wysoka pokrywa śnieżna, prowadząca do paraliżu komunikacyjnego, a nawet codziennego życia mieszkańców tych regionów. Opad ten powstaje w wyniku tzw. efektu jeziora, nazywanego czasami efektem morza* (jeśli związany jest z obecnością morza), którego charakterystykę, powstawanie jak i obszary występowania, omówiono w poniższym artykule.

Mechanizm działania efektu jeziora

W pierwszej kolejności warto przyjrzeć się pojemności cieplnej dużych zbiorników wodnych. Duże akweny można traktować jako wielki magazyn ciepła, gdyż w przeciwieństwie do napływających mas powietrza, o wiele wolniej nagrzewają się i wychładzają. Można zauważyć to zarówno latem – gdy Morze Bałtyckie jest chłodniejsze od napływających zwrotnikowych mas powietrza, jak i zimą – gdy napływa bardzo mroźne, arktyczne powietrze, przeważnie z kierunków północnych na niezamarznięte zbiorniki wodne. Morza jak i jeziora posiadają zatem znacznie większą pojemność cieplną w stosunku do powietrza, a więc wolniej przyjmują ciepło z atmosfery jak i również wolniej je oddają. Wolniejsze wychładzanie się dużych zbiorników wodnych jest szczególnie istotne w kontekście wystąpienia efektu jeziora.

Czym jest zatem efekt jeziora? Jest to termin, który można opisać jako powstawanie i długotrwałe przechodzenie nad danym obszarem chmur kłębiasto-deszczowych Cumulonimbus na skutek adwekcji (spływu) bardzo chłodnej masy powietrza (najczęściej arktycznej, rzadziej chłodnej polarno-morskiej lub polarnej kontynentalnej) znad obszarów lądowych nad niezamarznięty zbiornik wodny.

W wyniku spływu bardzo chłodnego powietrza znad lądu nad relatywnie cieplejsze morze lub duże jezioro, pojawia się bardzo duża różnica temperatury powietrza w pionie (gradient temperatury) na stosunkowo niewielkiej przestrzeni. W miarę przemieszczania się chłodnego powietrza nad cieplejszym akwenem, zaczyna ono ogrzewać się od spodu, od jego powierzchni. Kondensacja często następuje już na poziomie tafli wody w postaci obłoków pary wodnej. Wizualnie przypomina to „dymienie morza”, bardziej fachowo obłoki te nazywane są mgłą z parowania.

Ciepłe warstwy powietrza unoszą się nad powierzchnią wody, ochładzają, po czym powstają chmury pionowe w postaci chmur kłębiastych i w miarę dalszego rozwoju –  chmur kłębiasto-deszczowych Cumulonimbus. Chmury te, mogą rozbudowywać się do wysokości 2-4 kilometrów i przynoszą często intensywne opady – najczęściej śniegu, ale czasami również krupy śnieżnej, gradu, a nawet wyładowania atmosferyczne. Jeśli masa powietrza nie jest dostatecznie wychłodzona – tak jak na przykład we wrześniu – mogą wystąpić również opady deszczu ze śniegiem lub samego deszczu. Opad ten może wystąpić zarówno w ciągu dnia jak i w ciągu nocy.

Cechą charakterystyczną efektu jeziora jest to, że chmury przynoszące często umiarkowany lub intensywny opad przechodzą zwykle w jednej linii od strony morza lub jeziora w kierunku lądu, co powoduje, że opad ten nad danym punktem może być długotrwały. Zdarza się, że kilkanaście kilometrów dalej (jadąc wzdłuż wybrzeża) opad ten już nie występuje – a nad obserwatorem świeci słońce.

Efekt jeziora występuje na akwenach – na jeziorach lub morzach, zwłaszcza śródlądowych. Aby efekt jeziora miał miejsce  – długość akwenu w danym kierunku musi być zazwyczaj większa niż 100 kilometrów (nie jest to jednak sztywna granica) [2]. W zależności od wielkości i położenia mórz czy jezior efekt ten może charakteryzować się różną intensywnością. Obszar, w którym jest on szczególnie intensywny i odczuwalny to Wielkie Jeziora Północnoamerykańskie, gdzie ma on miejsce nawet kilka-kilkanaście razy w roku. W trakcie najsilniejszych incydentów potrafi tam spaść nawet ponad metr śniegu (w skrajnych przypadkach nawet do 2,5 metra). Silny efekt jeziora może wystąpić również w pobliżu zachodniego wybrzeża Japonii, na obszarze sąsiadujących łańcuchów górskich (głównie wyspa Hokkaido, północno-zachodnia część wyspy Honsiu). Wymuszanie orograficzne przepływu powietrza w górach ułatwia tam znacznie rozwój chmur kłębiasto-deszczowych przynoszących opady śniegu.

Poza tym efekt jeziora notowano również m.in. nad Wielkim Jeziorem Słonym (ang. Great Salt Lake) w Stanach Zjednoczonych, jeziorze Winnipeg i w Zatoce Hudsona w Kanadzie, na jeziorze Bajkał w azjatyckiej części Rosji, natomiast wśród mórz: przede wszystkim nad morzami śródlądowymi czy szelfowymi. Poza Europą efekt jeziora może wystąpić na przykład na Morzu Ochockim czy Morzu Kaspijskim (poza wcześniej przytoczonym Morzem Japońskim).

Na obszarze Europy efekt jeziora generalnie charakteryzuje się mniejszą intensywnością niż w  Stanach Zjednoczonych, jednak w niektórych miejscach w trakcie jego trwania potrafi spaść nawet do kilkudziesięciu centymetrów śniegu. Tak może być na przykład w rejonie północnego wybrzeża Turcji (Morze Czarne, Morze Marmara).

Efekt jeziora może wystąpić również m.in. w rejonie wybrzeży położonych nad Morzem Bałtyckim (w tym również na polskim wybrzeżu), w rejonie wschodniego wybrzeża Wysp Brytyjskich (Morze Północne), na wschodnim lub północno-wschodnim wybrzeżu Włoch (Morze Adriatyckie), a w sprzyjających warunkach nawet dalej na południe – na włoskiej Sycylii czy na Malcie (Morze Sycylijskie).

Uwarunkowania synoptyczne powstania efektu jeziora w południowej części Morza Bałtyckiego

Efekt jeziora może wystąpić od listopada do lutego, ale zdarza się, że występuje również pod koniec lata czy na początku jesieni (wrzesień, październik) – wtedy zamiast śniegu najczęściej pada deszcz. Największą intensywność osiąga wtedy, gdy potencjalna różnica pomiędzy napływającą masą powietrza a morzem / jeziorem jest największa. Ma to miejsce między listopadem a styczniem, kiedy akwen nie zdążył się jeszcze dostatecznie wychłodzić, natomiast napływające masy powietrza z północy są niekiedy bardzo mroźne.

Zatem w jakiej sytuacji może spłynąć do nas chłodne powietrze polarne, lub najbardziej sprzyjające efektowi jeziora – arktyczne? Powszechnie mówi się, że wiatr wieje z wyżu do niżu. Nie dzieje się to jednak prostoliniowo, gdyż wpływ na kierunek wiatru posiadają siły gradientu ciśnienia, siła Coriolisa, jak i również siła odśrodkowa oraz siła tarcia. Pomijając siły tarcia, wiatr wieje równolegle do izobar, a więc izolinii o tej samej wartości ciśnienia atmosferycznego (obecnych na przykład na mapie synoptycznej). Na półkuli północnej, powietrze przemieszcza się zgodnie ze wskazówkami zegara „wychodząc” z ośrodka wysokiego ciśnienia (wyżu), natomiast do niżu „wchodzi” przemieszczając się przeciwnie do wskazówek zegara. W praktyce ten ruch powietrza jest bardziej skomplikowany, jednak w tym wpisie nie zostanie on szerzej omówiony.

Na podstawie powyższych informacji można stwierdzić, że aby efekt jeziora pojawił się w naszej części Morza Bałtyckiego, chłodne arktyczne lub polarne powietrze musiałoby spłynąć z kierunków północnych. Oznacza to ulokowanie ośrodka wysokiego ciśnienia w zachodniej lub północno-zachodniej części Europy, natomiast ośrodka niskiego ciśnienia – w jej wschodniej lub północno-wschodniej części. W pewnych sytuacjach obecność wyżu nad Skandynawią w bliskim sąsiedztwie zatoki niskiego ciśnienia, również może poskutkować spływem arktycznego powietrza w kierunku Polski (na przykład 11 stycznia 2013 r. – grafika obok).

Masy powietrza napływając nad dany obszar nabierają zatem nowych cech – mogą się ogrzewać, oziębiać, zwiększać lub zmniejszać zawartość pary wodnej. Generalnie przyjmuje się, że dynamiczny spływ chłodnego powietrza nad niezamarznięty zbiornik wodny warunkuje powstanie efektu jeziora nad Bałtykiem. Wtedy transformacja wychłodzonej masy powietrza zaszłaby jedynie w jej przyziemnej warstwie, w stosunku do przykładu znacznie wolniejszego napływu tej masy. W przypadku Wielkich Jezior, transformacja mas powietrza napływających z północy zachodzi wolniej (co wynika głównie z ukształtowania i pokrycia terenu). Efekt jeziora może tu wystąpić także przy niskiej prędkości przepływu powietrza i zmianie jego kierunku [2]. Chmury powstają wtedy głównie w strefie konwergencji w centralnej części jeziora, o czym więcej informacji pojawi się w dalszej części artykułu.

Jednak zbyt dynamiczny spływ chłodnej masy powietrza nad zbiornik wodny może spowodować, że masa ta nie zdąży dostatecznie wzbogacić się w parę wodną, co w konsekwencji może limitować intensywność tego efektu [2]. Dotyczy to zwłaszcza masy powietrza polarnej kontynentalnej, które charakteryzuje się zazwyczaj niską zawartością pary wodnej. Masy powietrza arktycznego lub chłodnego polarnego o cechach morskich z reguły charakteryzują się wyższą wilgotnością, stąd też wpływ zwiększonej dynamiki napływu jest tutaj bardzo nieznaczny.

Proces powstawania oraz czynniki wpływające na intensywność efektu jeziora

Przemieszczając się znad lądu nad duży, niezamarznięty akwen, napływająca masa powietrza zaczyna ogrzewać się od spodu. Charakteryzuje się mniejszą prężnością pary nasyconej (ciśnienie, w którym przy określonej temperaturze występuje stan równowagi między gazem a cieczą) niż prężność pary cieplejszego powietrza znajdującego się nad zbiornikiem. W takiej sytuacji zachodzi kondensacja pary wodnej – a więc zmiana stanu skupienia z gazowego na ciekły. Para wodna zawarta w powietrzu skrapla się. Bezpośrednio na powierzchni wody pojawiają się wtedy obłoki złożone z kropelek wody lub kryształków lodu. Obłoki te nazywane są mgłą z parowania, a powszechniej – dymieniem mórz. Zjawisko to można zaobserwować także na mniejszych jeziorach.

Miąższość (grubość) warstwy powietrza która ulega wstępnie ogrzaniu od spodu jest zazwyczaj stosunkowo niewielka i grubość ta rośnie w miarę przemieszczania się chłodnej masy powietrza nad powierzchnią wody. Powietrze obecne nad wodą zazwyczaj posiada zbliżoną temperaturę do temperatury powierzchni wody, jednak wraz ze wzrostem wysokości nad powierzchnią wody, temperatura ta spada bardzo szybko. Kształt pionowego profilu temperatury nad wodą zależny jest również od temperatury i miąższości (grubości) napływającej chłodnej masy powietrza, a także od prędkości i kierunku wiatru. [2]

Należy dodać, że ogrzewanie masy powietrza jest zaburzone w momencie, gdy na powierzchni jeziora / morza znajduje się pokrywa lodowa, która zatrzymuje wymianę ciepła z otoczeniem. Wtedy efekt nie występuje ze względu na niski gradient pionowy temperatury i „brak dostępu” do zbiornika zasobnego w wilgoć. [7]

Zatem jak chłodna musi być masa napływającego powietrza aby efekt jeziora zaistniał? W literaturze podaje się, że różnica pomiędzy powierzchnią wody a powierzchnią izobaryczną 850 hPa (warstwa znajdująca się przeważnie ok. 1,5 km nad ziemią) powinna wynosić co najmniej 13°C [4]. Nie jest to oczywiście sztywna granica, jednak stanowi ona cenną wskazówkę prognostyczną. Im ta różnica jest większa, tym efekt jeziora jest bardziej intensywny. Przy najsilniejszych incydentach, różnica ta może osiągać nawet 20-22°C. [1]

Chmury kłębiasto-deszczowe przynoszące silny opad w trakcie efektu jeziora rozbudowane są zazwyczaj do wysokości ok. 2-4 km nad powierzchnią ziemi, przy czym największą rozciągłość osiągają nad lądem. Wysokość tych chmur często jest ograniczona przez warstwę inwersji w troposferze, w której temperatura powietrza rośnie wraz z wysokością – co znacznie ogranicza możliwość unoszenia cząstki powietrza. Niekiedy jednak warstwa inwersji nie jest obecna. [4]

Chmury te obserwowane z dalszej odległości są mniej kształtne w porównaniu do typowych izolowanych komórek konwekcyjnych powstających nad lądem. Ich skłębienia są mniej widoczne, a wierzchołki bardziej rozwiane i położone w dolnej części środkowej troposfery. Niekiedy z daleka mogą przypominać niekiedy bezkształtną masę przemieszczającą się nad ląd, której wysokość rośnie w stronę lądu, zwłaszcza, że gęsty śnieg z daleka jest podobnie nieprzeźroczysty jak typowe chmury kłębiaste.

Obszar oddziaływania efektu jeziora w głąb lądu wynosi przeważnie kilkadziesiąt kilometrów, a największą intensywność osiąga przeważnie na obszarach bezpośrednio sąsiadujących z danym zbiornikiem wodnym. W przypadku gdy prędkość wiatru jest relatywnie nieduża (ok. 5-10 m/s), najwięcej śniegu może spaść w rejonie wybrzeża (ale nie na samym wybrzeżu), a jeśli prędkość wiatru jest znacznie większa (ok. 20 m/s), maksimum pokrywy śnieżnej wystąpi nieco dalej od wybrzeża, zwykle ok. 20-30 km w głąb lądu. [2]

Oprócz zaostrzonego gradientu temperatury powietrza, znaczny wpływ na rozwój i intensywność efektu jeziora posiadają również strefy konwergencji i dywergencji wiatru, wielkość uskoków wiatru, wilgotność masy powietrza oraz ukształtowanie terenu.

Konwergencja wiatru jest stanem, w którym wektory mas powietrza napływających z różnych kierunków układają się w punkt lub linię, często nazywaną linią zbieżności (dywergencja jest natomiast przeciwieństwem konwergencji – a więc wektory mas powietrza są rozbieżne). W trakcie efektu jeziora, obszar konwergencji wiatru tworzy się przy wyjściu chłodnej masy powietrza z obszaru zbiornika wodnego, natomiast obszar dywergencji – na wejściu do niego. Jak to w praktyce wygląda?

W momencie napływu chłodniejszej masy powietrza nad znacznie cieplejszy zbiornik wodny, masa ta opada szybciej w kierunku zbiornika, niż dociera do niego przemieszczając się nad lądem. W takiej sytuacji większa ilość powietrza opuszcza dany obszar niż do tego obszaru wraca, tworząc strefę dywergencji wiatru. Natomiast w momencie zbliżania się napływającej masy powietrza nad ląd (tarcie nad powierzchnią wody jest mniejsze niż nad lądem), prędkość przemieszczania się danej porcji masy powietrza spada, podczas gdy następna porcja o podobnych do niej charakterystykach napiera na nią z tyłu, z kierunku napływu, co powoduje uniesienie napierającej porcji masy powietrza. Zatem większa ilość powietrza dostaje się do tego obszaru, niż powietrza które ten obszar opuszcza. Tworzy się konwergencja wiatru, która jest bardzo istotna w kontekście rozwoju konwekcji. Prądy wstępujące chmur konwekcyjnych ulegają wzmocnieniu, co prowadzi do dalszego rozwoju chmur konwekcyjnych i zwiększenia natężenia zjawisk, a więc zwiększenia ilości opadów. [7]

Istotną rolę w procesie formowania się chmur kłębiasto-deszczowych podczas efektu jeziora odgrywa również uskok wiatru, a więc różnica w prędkości (uskok prędkościowy) i kierunku (uskok kierunkowy) wiatru między poszczególnymi poziomami w troposferze. W przeciwieństwie do typowych burz superkomórkowych, im mniejszy uskok prędkościowy jak i kierunkowy w dolnych (0-3 km) troposfery, tym efekt jeziora będzie silniejszy. Dlaczego tak się dzieje?

Przy znacznym uskoku kierunkowym (na przykład powyżej 60° w dolnych 3 km troposfery) chmury kłębiasto-deszczowe nie  będą zorganizowane w postaci typowych linii – te mogą ulec rozpadowi i rozdzieleniu na mniejsze linie o mniej intensywnym opadzie (często ma to miejsce na Morzu Bałtyckim), a niekiedy mogą przekształcić się w niegroźne chmury warstwowe Stratocumulus.  Uznaje się, że jeśli uskok kierunkowy będzie mniejszy niż 30° pomiędzy warstwą powietrza na wysokości 10 metrów nad powierzchnią wody a wysokością izobaryczną 850 hPa (ok. 1,5 km n.p.m.), oraz mniejszy niż 60° pomiędzy warstwą powietrza na wysokości 10 metrów a wysokością izobaryczną 700 hPa (ok. 3 km n.p.m.), wtedy może zaistnieć silny efekt jeziora. [4]

Natomiast znaczny uskok prędkościowy wiatru w dolnych 3 km troposfery utrudnia rozwój chmur kłębiasto-deszczowych. Ich wierzchołki będą ulegać „ścięciu” i rozwianiu, co z kolei wpływa negatywnie na ilość opadu. Uznaje się, że uskok prędkościowy, mniejszy niż 40 węzłów (ok. 20 m/s) sprzyja powstaniu efektu jeziora. [4]

Ilość opadu zależna jest również od samej zawartości wilgoci napływającej masy powietrza – jeśli jest to sucha masa polarnomorska o cechach kontynentalnych – nabranie odpowiedniej ilości wilgoci zajęło by o wiele więcej czasu, co w konsekwencji oznaczałoby mniejszy opad w porównaniu do masy stosunkowo wilgotnej, na przykład powietrza arktycznego o cechach morskich.

Konwekcja może być również dodatkowo nasilona przez obecność wzgórz, których obecność wspomaga rozwój chmur kłębiasto-deszczowych od strony dowietrznej. Wtedy oprócz swobodnej konwekcji wynikającej z różnicy gęstości mas powietrza pojawia się również konwekcja wymuszona – chmury mogą być bardziej rozbudowane i generować opady o większym natężeniu.

Intensywność efektu jeziora mogą również wzmacniać ruchy wielkoskalowe. Związane są z unoszeniem się cieplejszego powietrza ponad chłodne w środkowej troposferze. Taka sytuacja może mieć miejsce wtedy, gdy nad obszarem jeziora / morza przemieszcza się niż wtórny, na czele którego znajduje się krótka fala górna. Na jej czele dochodzi do zwiększenia się wirowości cyklonalnej, w wyniku której ruchy wznoszące są wzmagane. [4]

Wpływ na zwiększenie intensywności opadów mogą mieć również obszary miejskie, które zazwyczaj są nieco cieplejsze niż regiony je otaczające. Większa liczba pyłów rozumianych jako jądra kondensacji, sprzyja wzmożonej kondensacji pary wodnej. [6]

Efekt jeziora na zdjęciach satelitarnych

Efekt jeziora na zdjęciach satelitarnych można rozpoznać w postaci białych, relatywnie wąskich ścieżek złożonych z chmur konwekcyjnych o długości od kilku do nawet 200 km [5]. Ścieżki te najczęściej są równoległe do kierunku napływu chłodnych mas powietrza. Nie muszą być idealnie proste – czasami mogą być mniej lub bardziej nieregularne, wijąc się niczym wąż. Poszczególne ścieżki (niekiedy jest tylko jedna, powstająca zwłaszcza w przypadku strefy konwergencji wewnątrz dużego jeziora) są  często przedzielone są obszarami wolnymi od zachmurzenia, w których następuje osiadanie chłodniejszego od otoczenia powietrza [5]. Ścieżki te rozpoczynają się nad akwenem i z czasem w zależności od uskoków wiatru ulegają „rozszerzeniu”. Oznacza to, że chmury kłębiaste Cumulus ulegają rozwojowi i przekształcają się w  chmury kłębiasto-deszczowe Cumulonimbus. Ich kowadła w porównaniu do letnich burz, z poziomu ziemi, są znacznie bardziej rozwiane i położone najczęściej w dolnej części środkowej troposfery.

Nie zawsze jednak chmury są zorganizowane w postaci typowych ścieżek. Czasami składają się one z ułożonych w jednym kierunku, nieregularnych pasm wielokomórkowych. Na obszarze Wielkich Jezior, czy nawet czasami na Morzu Bałtyckim, strefa konwergencji wiatrów może pojawić się wewnątrz akwenu – co ma miejsce przy powolnym wolniejszym spływie arktycznych mas powietrza. Wtedy też chmury kłębiasto-deszczowe formują się wewnątrz danego akwenu, najczęściej w postaci jednej ścieżki wędrującej w stronę lądu. Czasami w trakcie efektu jeziora występują również wiry mezoskalowe (o średnicy wynoszącej najczęściej kilkadziesiąt kilometrów) tworzących się nad powierzchnią jeziora. Wiry te nie są oczywiście stacjonarne – przemieszczają się zwykle zgodnie z kierunkiem przepływu powietrza w troposferze, w stronę lądu. [3],[5]

Przebieg efektu jeziora, w tym proces powstawania i rozwoju chmur konwekcyjnych, bardzo dobrze obrazują nie tylko schematy, ale również nagrania w technice time lapse. Oto niektóre z nich:

https://www.youtube.com/watch?v=KA9XNRHxKbg

https://www.youtube.com/watch?v=qkWFZ_LlMiM

https://www.youtube.com/watch?v=Bct5GdkHYuE

https://www.youtube.com/watch?v=IV11T6EcStw

Inne nagranie ukazujące proces powstawania efektu jeziora:

https://www.youtube.com/watch?v=mHkKVEvscmg

Na obrazie echa radarowego może to wyglądać w ten sposób:

https://upload.wikimedia.org/wikipedia/commons/9/98/October_12-13_radarloop_kbuf.gif

https://www.youtube.com/watch?v=YmEsuVhn2rA

https://www.youtube.com/watch?v=iCTnee8Lnp8

W zależności od warunków synoptycznych efekt jeziora nad danym obszarem może utrzymywać się nawet przez kilka dni (z różnym nasileniem), co w konsekwencji może spowodować powstanie bardzo dużych sum opadów. W przypadku efektu jeziora najczęściej są to opady śniegu, których pokrywa w przypadku ciągłego utrzymywania się temperatury powietrza poniżej 0°C lub w okolicach tej wartości może osiągnąć imponujące rozmiary.

Przykłady wystąpienia efektu jeziora w Polsce i na świecie

Obszar, na którym jest on szczególnie intensywny i odczuwalny, to Wielkie Jeziora Północnoamerykańskie. W tym rejonie pojawia się on nawet kilka-kilkanaście razy w roku, a w trakcie najsilniejszych incydentów potrafi spaść nawet ponad metr śniegu (w skrajnych przypadkach nawet do 2,5 metra), co nieraz przybiera rozmiary kataklizmu. W ostatnich latach najpoważniejszym incydentem był ten z okresu 13-21 listopada 2014 r., kiedy to pokrywa śnieżna w okolicach miasta Buffalo przekroczyła 2 metry. Zginęło wtedy 14 osób, pod naporem śniegu setki dachów zostało uszkodzonych, w wielu miejscach ogłoszono stan wyjątkowy. W samym mieście tyle śniegu spadło 13 lat wcześniej, w okresie od 24 do 28 grudnia 2001 r. W wyniku tak dużego opadu miasto zostało kompletnie sparaliżowane.

Na obszarze Europy efekt jeziora generalnie charakteryzuje się mniejszą intensywnością niż w  Stanach Zjednoczonych. Dość intensywny efekt jeziora może wystąpić na północnym wybrzeżu Turcji. W lutym 2005 r. w ciągu kilku dni w Stambule spadło 50 cm śniegu. Opady śniegu związane z tym efektem wystąpiły na północnym wybrzeżu tego kraju również na początku i pod koniec 2015 r. Silny efekt jeziora miał również miejsce pod koniec 2014 r. na włoskim wybrzeżu Morza Adriatyckiego.

Natomiast aby efekt jeziora zaistniał nad Morzem Bałtyckim, chłodne arktyczne powietrze może spłynąć z północy, jak i z kierunków zachodnich i wschodnich (rzadko z odchyleniem południowym), po wcześniejszej zmianie kierunku z północnego wynikającego z ulokowania głównych ośrodków barycznych. Na południowym wybrzeżu Morza Bałtyckiego uformowaniu się chmur związanych z efektem jeziora sprzyja spływ chłodnego powietrza z kierunków północnych. Na wschodnim wybrzeżu Szwecji czy wysp duńskich – ze wschodu, natomiast w krajach nadbałtyckich położonych po jego wschodniej stronie – z zachodu.

W Polsce efekt jeziora związany jest z obecnością Morza Bałtyckiego. Efekt ten może wystąpić na obszarze całego wybrzeża (zwłaszcza Pomorze Gdańskie) jak i również w głębi lądu, na Warmii oraz w zachodniej części Mazur, niekiedy na Kujawach. Opady związane z efektem jeziora w Polsce mają miejsce właściwie co roku (najczęściej na początku zimy), i w trakcie pojedynczych incydentów pada zwykle od kilku do kilkunastu cm śniegu, chociaż niekiedy zdarzały się sumy wynoszące 30-40 centymetrów.

Przykładem są dni 20-21 stycznia 2016 r., kiedy to intensywne konwekcyjne opady śniegu wystąpiły w rejonie Pomorza Gdańskiego i Zalewu Wiślanego. Na zdjęciu satelitarnym umieszczonym poniżej widoczna jest wewnątrz morza „ścieżka” chmur konwekcyjnych z opadami śniegu kierująca się w stronę lądu (rejonu Władysławowa). Ścieżka ta utworzyła się w wyniku pojawienia się strefy konwergencji wiatrów na Morzu Bałtyckim.

Efekt jeziora nad naszą częścią Bałtyku wystąpił również m.in. 27 listopada 2016 r., 8 lutego 2015 r., 28 grudnia 2014 r. (skan obok), 25 listopada 2013 r. czy 11 stycznia 2013 r. (więcej informacji na naszym forum). Mieszkańcy Ustki z pewnością pamiętają okres 7-8 grudnia 2012 r., kiedy to w wyniku efektu jeziora w mieście spadło od 30 do 40 cm świeżego śniegu, powodując znaczne utrudnienia komunikacyjne, gdzieniegdzie zerwane zostały również linie energetyczne. Trzy dni później efekt jeziora wystąpił ponownie, przynosząc opady śniegu głównie na Pomorzu Zachodnim.

Intensywne opady śniegu na Pomorzu i w rejonie Zalewu Wiślanego wystąpiły także w okresie od 21 do 25 listopada 2008 r., z których znaczna część pochodziła z efektu jeziora. Miejscami leżało wtedy nawet pół metra śniegu, ówcześnie więcej niż w regionach górskich.

Efekt jeziora nad południowym wybrzeżem Morza Bałtyckiego może wystąpić również we wrześniu, czy na początku października – wtedy jednak najczęściej wiąże się opadami deszczu, a chmury kłębiasto-deszczowe Cumulonimbus są bardziej rozwinięte w pionie i mogą przynosić więcej wyładowań atmosferycznych. Przykładem jest dzień 6 września 2015 r., kiedy to komórki konwekcyjne rozwijając się nad morzem kierowały się w stronę lądu.

Podsumowanie

Efekt jeziora (lub efekt morza – jak czasami nazywany jest nad morzem), jest jednym z najciekawszych procesów świadczących o tym, że intensywna konwekcja (ruchy pionowe powietrza) może pojawić się także w chłodnej porze roku. Potrzebna jest jednak obecność niezamarzniętego, dużego zbiornika wodnego i bardzo chłodnej masy powietrza. Ich  kombinacja umożliwia powstanie ruchów wstępujących formujących chmury kłębiasto-deszczowe z opadem śniegu, nierzadko także krupy śnieżnej, gradu, wyładowaniami atmosferycznymi, a w trakcie cieplejszych okresów także deszczu. Intensywność efektu jeziora potrafi zadziwiać, nie tylko na obszarze Wielkich Jezior, gdzie efekt ten jest szczególnie dobrze zbadany, ale także w innych regionach świata, w tym również w Europie (także nad Morzem Bałtyckim). Już opad mokrego śniegu rzędu 15-20 cm może doprowadzić do znacznych utrudnień, dlatego też spływ zwłaszcza arktycznego powietrza w chłodnej porze roku, nie może być bagatelizowany.

* Zarówno termin „efekt jeziora” jak i „efekt morza” stanowią zapożyczenia z języka angielskiego.

Źródła:

[1] Bua, B.: Eta-12 Forecasts For Historic Lake Effect Snows In Buffalo, NY: Dec. 24-26, 2001, UCAR/COMET [dostęp: 27.11.2016 r.]

http://www.meted.ucar.edu/nwp/pcu3/cases/KBUF/

[2] Haby J., Lake-Effect Snow Forecasting, [dostęp: 27.11.2016]

http://www.theweatherprediction.com/winterwx/lesnow/

[3] Laird, N. F., 1999: Observation of coexisting mesoscale lake-effect vortices over the western Great Lakes. Mon. Wea. Rev., 127, 1137–1141.

http://journals.ametsoc.org/doi/pdf/10.1175/1520-0493%281999%29127%3C1137%3AOOCMLE%3E2.0.CO%3B2

[4] Niziol, T. A., 1987: Operational forecasting of lake effect snowfall in western and central New York. Wea. Forecasting, 2, 310–321.

http://journals.ametsoc.org/doi/pdf/10.1175/1520-0434(1987)002%3C0310%3AOFOLES%3E2.0.CO%3B2

[5] Sousounis, P. J., 2001: Lake effect storms. Encyclopedia of Atmospheric Sciences, J. Holton, J. Pyle, and J. Curry, Eds., Academic Press, 1104–1115.

http://curry.eas.gatech.edu/Courses/5225/ency/Chapter7/Ency_Atmos/Lake_Effect_Storms.pdf

[6] The Great Lakes Lessons, Lake Effect Snow [dostęp: 27.11.2016 r.]

http://www.miseagrant.umich.edu/lessons/lessons/by-broad-concept/earth-science/lake-effect-snow/

[7] Yu, J.-Y.: Chapter 13: Lake Effect Snowstorms [dostęp: 27.11.2016 r.]

http://www.ess.uci.edu/~yu/class/ess124/Lecture.13.lake_snowstorm.all.pdf