Rozbudowana chmura Cumulonimbus
Chmury Cumulonimbus (Cb) są dobrze znane wszystkim interesującym się meteorologią. Poza burzami mogą przynosić one ulewne opady, grad, silny wiatr, a czasem tornada. Jako chmury rozbudowy pionowej tworzą one wypiętrzone struktury o znacznej wysokości oraz mają rozmaite rozmiary i kształty. W artykule zostanie krótko opisany mechanizm powstawania chmur Cb oraz będą omówione inne aspekty związane z pionową rozbudową chmur Cumulonimbus.
Warunki powstawania chmur Cb
Chmury Cb mogą powstawać, gdy w atmosferze panuje tzw. równowaga chwiejna (niestabilność, chwiejność). Oznacza to, że powietrze uniesione na pewną wysokość dalej zacznie wznosić się samo. Dzieje się tak, ponieważ w trakcie kondensacji wydzielane jest ciepło, dzięki któremu wznoszące się powietrze jest cieplejsze (a więc lżejsze) od otoczenia. Dzięki tej wyporności kontynuuje ono proces wznoszenia do wyższych warstw atmosfery formując rozbudowaną chmurę kłębiastą. Uogólniając, aby troposfera była chwiejna muszą być spełnione dwa ważne warunki: odpowiednio duży pionowy gradient temperatury (czyli tempo jej spadku wraz z wysokością) oraz wystarczająca wilgotność obecna w dolnej troposferze.
Mechanizm powstawania chmur Cumulonimbus
Diagram aerologiczny i schemat budowy Cumulonimbusa
Do opisania mechanizmu powstawania chmury Cumulonimbus zostanie użyty rysunek obok, gdzie diagram termodynamiczny (więcej na ten temat tutaj) został zestawiony ze schematem chmury Cb. Powietrze z poziomu gruntu (ang. ground level – GL) jest unoszone do góry – mechanizmem inicjującym unoszenie może być np. konwergencja lub silne nagrzanie terenu. W trakcie unoszenia ochładza się ono suchoadiabatycznie (z prędkością niecałych 10 stopni na kilometr wysokości), a jego wilgotność względna rośnie. W momencie, gdy wilgotność względna osiągnie 100 procent (temperatura zrówna się z temperaturą punktu rosy), rozpoczyna się kondensacja. Dzieje się to na tzw. poziomie kondensacji (ang. lifted condensation level – LCL) – na tej wysokości mamy podstawę chmury Cumulonimbus. Od tego momentu w czasie unoszenia powietrza wydzielane jest ciepło przemiany fazowej, dzięki któremu tempo spadku temperatury jest niższe (w tym przypadku około 5 stopni na kilometr wysokości). Jeżeli mechanizm wznoszący trwa dalej, to porcja wznoszącego się powietrza osiąga poziom swobodnej konwekcji (ang. level of free convection – LFC). Do tej pory wznoszące się powietrze (czarna linia ze strzałkami) było chłodniejsze (a więc cięższe) od otoczenia (czerwona linia). Aby unieść je do poziomu LFC należało wykonać pewną pracę, która jest określana przez wartość energii hamującej konwekcję (CIN – w praktyce dość często poziomy LCL i LFC leżą na tej samej wysokości, a energia hamowania CIN wynosi 0). Powyżej poziomu LFC porcja powietrza staje się cieplejsza (lżejsza) od otoczenia i dalej wznosi się już sama. Powietrze wznosi się coraz wyżej formując potężne skłębienia (widoczne na schemacie). Nie trwa to jednak wiecznie i w pewnym momencie przestaje być ono cieplejsze od otoczenia – dzieje się tak na tzw. poziomie równowagi (ang. equilibrium level – EL). Poziom równowagi na ogół określa przybliżoną wysokość wierzchołków chmur Cb – na tym poziomie powietrze traci wyporność i zaczyna rozpływać się na boki tworząc kowadło. Wyjątkiem są przestrzały ponad poziom kowadła (o tym w następnym paragrafie). W sprzyjających warunkach poziom EL znajduje się w pobliżu tropopauzy, która w zależności od szerokości geograficznej i pory roku znajduje się na wysokości od 6 do 17 km. W rejonie tropopauzy temperatura przestaje spadać wraz z wysokością lub tempo jej spadku znacząco maleje i dlatego powietrze wznoszące się w prądzie wstępującym traci wyporność. W tym przypadku (schemat) poziom EL jest na wysokości 13 km. W mniej sprzyjających warunkach (mała chwiejność lub inwersje) poziom EL może znajdować się wiele kilometrów poniżej tropopauzy – wówczas konwekcja jest płytsza, a chmury kłębiaste mniej okazałe.
