MANUÁL NA PREDPOVEDE BÚROK

Tomáš Púčik, Jún 2011

Úvod

1.1 Metóda prísad

1.1.1 Stručný prehľad vývoja predpovedi búrok a vybraných prác

2 Labilita

2.1 Konvekcia

2.2 Bunečná architektúra búrky vs vertikálny profil vetra

2.2.1 Jednobunečná búrka

2.2.2 Vertikálny strih vetra a jeho vplyv na bunečnú architektúru

2.2.3 Multicelulárna konvekcia

2.2.4 Supercelulárna konvekcia

3 Iniciačný faktor

4 Doprovodné javy

4.1 Krúpy

4.2 Nárazy vetra

4.3 Tornáda

4.4 Prívalové zrážky

Úvod

Na nasledujúcich stranách a riadkoch nájdete prvú verziu „Manuálu na predpovede búrok“, ktorú som mal možnosť vyhotoviť na základe prečítanej literatúry a tiež vzhľadom na postupy, ktoré som používal v rámci predpovedí búrok v rámci ESTOFEX-u alebo Skywarnu. Rád by som prízvukoval, že ide o prvú verziu a takisto môj pohľad na vec. Budem preto veľmi rád, ak mi v prípade akýchkoľvek pripomienok, nápadov alebo postrehov napíšete na e-mailovú adresu djpuco(at)gmail.com. Verím, že postupom času by sa mohla stať z tohto dielka vhodná doplňujúca informácia pre začínajúcich meteorológov, ktorí nemajú skúsenosti s predpoveďou búrok. Veľké poďakovanie na tomto mieste patrí Honzovi Sulanovi, Michaele Valachovej a Davidovi Rývovi za ich cenné pripomienky, rady, pomoc s tvorbou manuálu a taktiež za tvorbu niektorých ilustrácií.

1.1 Metóda prísad

V rámci tejto práce budeme vychádzať z hľadiska tzv. Metódy prísad, z angličtiny „Ingredient based methodology“ (Doswell, 2001), ktorá pracuje na posudzovaní viacerých faktorov, ktorých kombinácia vyjadruje vhodnosť alebo nevhodnosť podmienok pre búrky. Metóda prísad sa rozvinula hlavne ako reakcia na fakt, že numerické modely dodnes nie sú schopné simulovať vývoj nebezpečných búrkových javov a tak ich predpoveď spadá pod odhalenie „vhodného prostredia“, ktoré k nebezpečným javom môže viesť. Základné tri faktory a ich interakcia sú vyobrazené na obr. 1. Sú to tieto:

A/ Labilita prostredia

Labilita prostredia vyjadruje vhodnosť prostredia pre realizáciu konvektívnych procesov. Pre tvorbu búrok je nutná labilita v značnom rozsahu troposoféry, aj keď hlavne v rámci zimných, respektíve mimoriadne dynamických situácií, môže výrazné výstupné prúdenie súvisiace s atmosférickými poruchami, resp. frontami kompenzovať nevýraznú labilitu prostredia. Labilita často vychádza z 2 základných faktorov - a to je jednak vlhkosť vzduchu v nižších hladinách troposféry a tiež vertikálneho teplotného gradientu.

B/ Spúšťací faktor

Napriek faktu, že prostredie sa stane labilným, k vývoju búrok nedôjde bez vonkajšieho dopomocného pôsobenia, pretože na „automatické“ spustenie konvekcie by musel teplotný gradient presiahnuť 4,2 °C/ km (tzv. autokonvekčný gradient), čo je hodnota dosahovaná len v najnižších vrstvách troposféry pri prudkom prehrievaní povrchu. Externým faktorom je lokalizované výstupné prúdenie, ktoré podľa Markowski-Richardson, (2010):

1/ eliminuje hodnoty CIN, čiže negatívnu plochu v rámci aerologického diagramu a tak pripraví prostredie na spustenie konvekcie alebo

2/ iniciuje stúpajúcu bublinu vzduchu.

Všeobecne povedané, úlohou externého (spúšťacieho) faktoru je priviesť bublinu, respektíve vzduchovú časticu, do jej hladiny voľnej konvekcie, kde sa už začne samovoľná akcelerácia smerom hore (bublina vzduchu sa voči jej okoliu stane labilnou). Spúšťací faktor, ako napríklad výrazné výstupné pohyby na prednej strane brázdy môže naviac výrazne prispieť k destabilizácii ovzdušia, po prípade, ako je uvedené vyššie, môže kompenzovať za nevýraznú labilitu. Samotnú iniciáciu búrok väčšinou majú na svedomí lokálne, mikro až mezomerítkové procesy (Markowski-Richardson, 2010 alebo Groenemeijer-Punkka-Teittinen, 2010), napríklad čiary konvergencie, mezomerítkové tlakové níže, po prípade cirkulácia frontálnych systémov, čiže pre modely náročne predpovedateľné alebo rozlíšiteľné elementy. Spúšťací faktor ovplyvňuje výrazne aj formu a organizáciu, respektíve „archetyp“ v akom sa búrky vytvárajú (viz nižšie), napríklad rýchlo postupujúce frontálne systémy často tvoria lineárne rozľahlé búrkové systémy.

C/ Vertikálny profil vetra

V určitých prípadoch stále dosť podceňovaný prvok, ktorý bol však preukázaný mnohými štúdiami (tak štatistickými ako teoretickými simuláciami) ako rozhodujúci pre formu, respektíve organizáciu búrok. Spravidla situácie s výrazným vertikálnym strihom vetra (zosilovaním a/alebo stáčaním vetra smerom do vyšších hladín) ľahšie vedú k veľmi dobre organizovaným búrkam, ktoré majú väčší potenciál na produkciu intenzívnych doprovodných javov.

Všetky vyššie uvedené faktory budú v nasledujúcich stranách rozobrané podrobnejšie, vo vzťahu ku strihu vetra uvedieme tiež základné archetypy búrok, ktoré sa dneska v literatúre bežne popisujú. Pri jednotlivých faktoroch sa pristavíme aj pri základných parametroch/indikátoroch, ktoré napomáhajú k ich popisu a následne teda aj samotnej predpovedi. Ďalej sa pristavíme pri jednotlivých doprovodných javoch búrok a možnosti ich predpovedí. Na začiatok je však treba povedať, že žiadny index nedokáže poskytnúť "magickú" hodnotu, ktorá by jednoznačne oddeľovala dve kategórie intenzít javov, po prípade jednoznačne poukázala na výskyt. Všetky indexy majú svoje slabé stránky a preto by sa ich využitie malo viesť v rovine konzultačnej, pričom je vhodné využiť viacej predpovedných parametrov. Samozrejme, najlepšia je podrobná analýza podmienok ale vzhľadom na časovú tieseň indexy poskytnú aspoň čiastočnú náhradu za takúto analýzu. Vynikajúce poňatie o problematike využitia parametrov/indexov predstavuje práca Doswella a Schultza (2007).

Obsah

1.1.1 Stručný prehľad vývoja predpovedí búrok a vybraných prác

Pre simuláciu týchto faktorov v rámci budúcnosti sa dnes využíva hlavne numerických metód, ktoré umožňujú deterministickú ale aj ensemblovú predpoveď na rádovo desiatky hodín do budúcnosti. Pre veľmi krátkodobú predpoveď (nowcasting – do niekoľkých hodín dopredu) sa bohato využíva aktuálnych meraní (staničné, aerologické mierania) a hlavne metód diaľkovej detekcie. Z hľadiska historického však rozvoj numerických modelov nastal až v sedemdesiatych, resp. osemdesiatych rokoch. Veľa prác z územia Spojených Štátov sa napríklad venovalo rekognoskácii vhodných situácií pre tvorbu intenzívnych búrok, čo viedlo k vytvoreniu „check-list-u“ vhodných parametrov, ktoré prispievajú k intenzívnym búrkam, viz napríklad Colquhoun (1987) alebo Vasquez (2003). Podobné práce, popisujúce typy synoptických situácií, za ktorých sa vytvárajú intenzívne búrky, vytvoril Miller, príklad je uvedený napríklad aj v Doswell (2001). Ďalšie práce sa venovali spracovaniu parametrov zo sondáží, vhodných na predpovede búrok (Showalter, Faust, Miller, atď...).

Z českých prác je zaujímavá hlavne Forchtgott (Nedelka, 1982), tzv. „4-vrstvová metóda“, ktorá využíva manuálne spracovanie sondáže na určenie výskytu, typu a intenzity búrky. V rámci poveternostnej služby v ČHMÚ sa pre predpoveď búrok bohato využíval index Faust (Nedelka, 1982).

V rámci USA, kde prebieha zrejme najintenzívnejší výskum intenzívnych búrok a doprovodných javov sa vytvorilo množstvo prác štatisticky spracovávajúcich jednotlivé vhodné prediktory a to vzhľadom na formu alebo intenzitu búrky (napr. Brooks-Craven, 2002) alebo popisujúc numerické simulácie vzhľadom na výber podmienok, ktoré vedú k tvorbe intenzívnych búrok alebo simulácií, ktoré popisujú dynamiku intenzívnych búrok (napr. Weisman-Klemp, 1982 alebo Weisman-Rotunno, 2000).

Obr. 1 Metóda prísad posudzujúca dva základné faktory pre tvorbu búrok – labilitu a spúšťací faktor (ich prekryv označený žltou farbou a symbolom búrky) a doplnkový faktor ovplyvňujúci hlavne charakter ale aj intenzitu búrky – strihu vetra. Vhodná kombinácia všetkých troch faktorov môže viesť k tvorbe dobre organizovaných, intenzívnych búrok (prekryv označený červenou farbou a symbolom silnej búrky s krúpami).

Podobné práce vznikajú postupne aj v Európe, špecifické parametre pre územie Švajčiarska napríklad formuloval Huntrieser et al. (1997), pre územie Holandska vyberal vhodné prediktory pre predpoveď krúp a tornád (Groenemeijer-Delden, 2007), pre oblasť severného Talianska sa venoval vhodným prediktorom hlavne pre krúpotvorné búrky Manzatto (2003). Pre rozsiahlejšie územie celej Európy napríklad možno spomenúť publikáciu Brooksa (2009). Stručný ale veľmi výstižný on-line dokument zaoberajúci sa problematikou predpovedí intenzívnych búrok vytvorili Groenemeijer-Punkka-Teitinnen (2010).

Pre územie Českej republiky sa problematike predpovedí silných búrok, respektíve výberu prediktorov venovali napríklad Sulan-Pešice-Staša (2004), Pešice-Sulan-Řezáčová (2003), resp. Valachová (2007). Valachová a Sulan-Pešice-Staša sa venovali indexom lability, Pešice-Sulan-Řezáčová pracovali aj s tzv. dĺžkou hodografu.

Z hľadiska predpovedí je však nutné povedať, že v súčasnosti neexistuje numerický model (využívaný priamo v predpovediach), ktorý by dokázal priamo simulovať intenzívne prejavy v búrkach. Výrazné problémy majú numerické modely aj s iniciáciou, respektíve propagáciou búrok, keďže tieto procesy často súvisia s mezomerítkovými faktormi a dynamikou samotných búrok, ktoré model nedokáže odzrkadliť. Preto sa predpoveď realizuje na základe identifikácie vhodných podmienok vedúcich k tvorbe intenzívnych búrok. Zaujímavé výsledky v niektorých situáciách, čo sa týka predpovede formy a iniciácie búrok, však dosahuje numerický model WRF s horizontálnym rozlíšením 4 km spracovaný pre doménu USA, ktorý prevádzkuje Národné Laboratórium pre Intenzívne Búrky (NSSL) a tak možno čakať, že v nasledujúcich rokoch by mohla výrazne pokročiť numerická predpoveď aj takýchto prvkov.

Obsah

2 LABILITA

2.1 Konvekcia

Konvekciu definujeme ako „v meteorológii spravidla výstupné a kompenzujúce zostupné prúdy vzduchu v atmosfére, z ktorých výstupné pohyby mávajú väčšiu rýchlosť. Je spôsobené archimedovskými vztlakovými silami, vznikajúcimi následkom horizontálnych teplotných nehomogenít v atmosfére.“ (Kolektív, 1993), pričom pre vznik mohutných búrkových oblakov je nutné, aby konvekcia zasahovala do značných častí troposféry. Prebiehajúcu konvekciu si môžeme predstaviť ako stúpajúcu bublinu respektíve ako „ucelený“ výstupný prúd vzduchu. V každom prípade, moderný prístup sa obracia skôr k forme stúpajúcich bublín (Doswell, 2001). Pre konvektívne zrýchlenie smerom nahor platí (Doswell, 2001):

B =

Pričom B predstavuje konvektívne zrýchlenie smerom nahor, T teplotu vystupujúcej bubliny vzduchu a T₀ teplotu okolitého prostredia. Môžeme teda vidieť, že zrýchlenie nahor sa bude konať len v tom prípade ak teplota (resp. virtuálna teplota) stúpajúcej vzduchovej bubliny bude vyššia ako okolia a teda miera ochladzovania (gradient teploty s výškou) stúpajúcej vzduchovej hmoty bude menšia ako miera ochladzovania okolitého prostredia. Pre nenasýtenú vystupujúcu bublinu vzduchu bude teda okolitý teplotný gradient musieť byť vyšší ako 9,8 °C/km, čo je suchoadiabatický teplotný gradient, o ktorý sa ochladzuje bublina vzduchu pri adiabatickom procese výstupu smerom nahor.

Pre vystupujúcu vzduchovú bublinu potom platí (Řezáčová et al., 2007):

B =dz

pričom Γ je vertikálny teplotný gradient ovzdušia, Γ_d je suchoadiabatický teplotný gradient a T₀ teplota prostredia.

V prípade, že dosiahne vystupujúca vzduchová bublina svoju kondenzačnú hladinu, začne sa pri kondenzácii vodnej pary uvoľňovať latentné teplo a bude sa pri výstupe nahor ochladzovať o tzv. vlhkoadiabatický teplotný gradient. Miera vlhkoadiabatického teplotného gradientu je závislá na absolútnom obsahu vodnej pary v rámci bubliny. Ako stredná hodnota sa často v literatúre uvádza 6.0 – 6.5 °C/km, vždy je však nižšia ako suchoadiabatický gradient (až do momentu, kedy vzduch neobsahuje prakticky žiadnu vlhkosť). Zahŕňajúc obe možnosti výstupov častice, môžeme odvodiť dané typy stability ovzdušia berúc do úvahy vertikálny teplotný gradient ovzdušia (Řezáčová et al.,2007):

1. absolútne stabilné zvrstvenie pre Γ < Γ_p

2. indiferentné zvrstvenie vzhľadom k Γ_p pre Γ_p = Γ

3. podmienene instabilné prostredie pre Γ_p < Γ < Γ_d

4. indiferentné zvrstvenie vzhľadom na Γ_d pre Γ_d = Γ

5. absolútne instabilné zvrstvenie pre Γ_d < Γ

pričom Γ je vertikálny teplotný gradient ovzdušia, Γ_d je suchoadiabatický teplotný gradient a Γ_p vlhkoadiabatický teplotný gradient.

Pri uvažovaní o konzervatívnych vlastnostiach parcely vzduchu, hovoríme o podmienenej instabilite v prípade, že s výškou klesá tzv. ekvivalentná-potenciálna teplota (θ_e), v rámci absolútnej instability s výškou klesá potenciálna teplota (θ).

Teória, ktorá zjednodušene popisuje vlastnosti a správanie vystupujúcej bubliny vzduchu pomocou vyššie uvedených vzorcov sa nazýva „teória častice“ a zanedbáva určité efekty, ktoré zohrávajú rolu pri jej výstupe a medzi nimi sú (Markowski - Richardson, 2010):

A/ vťahovanie suchého vzduchu pri výstupe

B/ vznik poruchy vertikálneho tlakového gradientu – kompenzačné zostupné prúdenie

C/ tiaž oblačných častíc a zrážok

V jednotlivých prípadoch môže byť efekt týchto faktorov minimálny, avšak v ďalších prípadoch môže zohrať významnú rolu, hlavne v prípade, že rozdiel teplôt medzi bublinou a okolím je pomerne nízky a zrýchlenie B nevýrazné. Vhodným nástrojom na posudzovanie lability/stability ovzdušia pre výstup bubliny je aerologický diagram, viz napríklad obr. 2. Základnými parametrami, ktoré možno z daného diagramu vyčítať sú:

A/ Pozitívna plocha – vyjadruje maximálnu celkovú energiu, ktorá sa môže uvoľniť pri výstupe bubliny z hladiny voľnej konvekcie do hladiny nulového vztlaku v J/kg. Táto pozitívna plocha sa nazýva Dostupná konvektívna potenciálna energia, v anglickom jazyku Convective Available Potential Energy (CAPE) a je jedným zo základných predpovedných parametrov pre búrky užívaných v dnešných dobách. CAPE je rovná (Řezáčová et al., 2007):

CAPE =dz

Kde: g je konštanta gravitačného zrýchlenia, HNV hladina nulového vztlaku, HVK hladina voľnej konvekcie a T_v virtuálna teplota.

B/ Negatívna plocha – vyjadruje celkovú energiu, ktorú musí adiabaticky izolovaná vzduchová bublina s nulovou počiatočnou rýchlosťou spotrebovať k tomu, aby prekonala vzdialenosť medzi počiatkom výstupu (hladina z₀) a hladinou voľnej konvekcie. Nazýva sa v anglickom jazyku Convective INhibition (CIN). Predstavuje teda akúsi „energetickú bariéru“, ktorú je nutno pri vývoji voľnej konvekcie prekonať. Príslušnú energiu CIN vyrátame podľa vzťahu (Řezáčová et al, 2007):

CIN =dz

Kde z₀ je počiatočná hladina výstupu bubliny vzduchu.

Obr. 2 Graficky znázornený aerologický výstup 23.7.2009 12 UTC z Prahy-Libuše. Hrubé čierne čiary reprezentujú vertikálny profil teploty (vpravo) a rosného bodu (vľavo). Tenkou čiernou čiarou je naznačený výstup parcely vzduchu, pričom sa berie do úvahy spodná vrstva o hrúbke 500 metrov. Červenou farbou je reprezentovaná pozitívna plocha (CAPE), modrou farbou negatívna plocha (CIN). Zelenou je vyznačený výpočet Lifted-Indexu (viz nižšie). Oranžovou čiarou je naznačená výška výstupnej kondenzačnej hladiny (LCL), ružovou farbou hladina voľnej konvekcie (LFC).CAPEV a CINV sú spočítané s použitím tzv. virtuálnej teploty. Zdroj sondáže: University of Wyoming (2010).

C/ Hladina voľnej konvekcie HVK (Level of Free Convection LFC) – je hladina, od ktorej bude teplota vystupujúcej vzduchovej bubliny vyššia ako teplota okolitého prostredia.

D/ Výstupná kondenzačná hladina VKH (Lifted Condesation Level LCL) – je hladina, v ktorej nastane kondenzácia stúpajúcej bubliny vzduchu

E/ Hladina nulového vztlaku HNV (Equillibrium level EL) – je hladina, v ktorej sa teplota vystupujúcej vzduchovej bubliny vyrovná s okolím, čiže jej výstup nahor sa začne značne spomaľovať až sa zastaví.

Z hľadiska všetkých týchto parametrov je nutné zdôrazniť dôležitosť výberu miesta (Groenemeijer-Punkka-Teittinen, 2010), resp. vrstvy, z ktorej vedieme výstup bubliny a ktorej počiatočné vlastnosti použijeme. Základným nastavením je použitie parcely vzduchu, ktorá má počiatočné podmienky v rámci „povrchu“, teda berie do úvahy najspodnejšie meranie, ktoré sonda spraví. Z pohľadu tohto nastavenia je nutné povedať, že zďaleka nemusí ísť o reprezentatívny výstup. Hlavný dôvod spočíva v tom, že búrku zvyčajne živí bublina stúpajúceho vzduchu z rozľahlejšej vrstvy, než povrchovej a naviac, v najspodnejších vrstvách často dochádza behom dňa k spontánnemu premiešavaniu vzduchu („autokonvekcia“) a teplotný gradient sa následne vyrovnáva na sucho-adiabatický s rovnakým zmiešavacím pomerom v danej premiešanej vrstve. Pri nezmiešanej vrstve a automatickom využití najspodnejších meraní tak môžeme dostať nereprezentatívne, nadhodnotené údaje o labilite v ovzduší. CAPE založená na „prízemných“ meraniach sa nazýva SB(Surface-Based)CAPE.

V rámci literatúry sa takto ako oveľa reprezentatívnejšie ukazuje tzv. zmiešavanie spodných 30, 50 alebo 100 hPa, kde pre danú vrstvu preberáme priemernú hodnotu potenciálnej teploty a zmiešavacieho pomeru. CAPE takejto zmiešanej vrstvy označujeme ako ML(Mixed-Layer)CAPE. V dňoch s výrazným prehrievaním zemského povrchu a transpiráciou z pôdy/vegetácie bude MLCAPE zväčša nižšia ako SBCAPE.

Pomerne známy je aj variant, pri ktorej sa zvolí hladina, z ktorej bude pozitívna plocha (CAPE) najväčšia a táto hladina sa hľadá spravidla v spodných 300 hPa. Variant má abreviáciu MUCAPE (Most-Unstable) a je veľmi vhodným doplnkom k MLCAPE hlavne v situáciách, kedy je mezná planetárna vrstva stabilizovaná a konvekcia sa musí iniciovať nad ňou (napríklad v noci, v rámci prechodu teplého frontu). Takáto konvekcia sa nazýva „vyvýšená“ (elevated) a spravidla je v nej značne znížená šanca na produkciu silného vetra (často však produkuje výrazné zrážky).

Obr. 3 Sondáž (zpracování dle Skywarn) znázorňujúca „vyvýšenú“ labilitu so stabilným zvrstvením v spodných vrstvách troposféry. Labilná vrstva sa nachádza zhruba od 800 hPa a je dobre vyjadrená zvýšenými hodnotami MUCAPE.

Zaujímavú verziu CAPE ponúkajú „Lightning-wizard mapy“ (http://www.lightningwizard.com/maps/), tzv. ICAPE. Ide o integrované hodnoty CAPE cez celú nestabilnú vrstvu v troposfére (teda integruje každú úroveň, z ktorej výstup vzduchovej bubliny nahor má nenulovú CAPE). Najvyššie hodnoty teda dosiahnu profily, ktoré charakterizuje výrazná labilita v rámci podstatnej časti troposféry.

Po vymenovaní viacerých variant sa samozrejme skýta otázka, aké hodnoty CAPE sa typicky vyskytujú s intenzívnou konvekciou? Odpoveď je nejednoznačná, pretože, ako uvidíme, ku konvekcii významne prispievajú aj ďalšie faktory. Hodnoty CAPE nad 1000 J/kg sú brané ako mierna labilita a nad 2000 J/kg ako výrazná labilita (v extrémnych prípadoch sa objavujú hodnoty nad 4000 J/kg). Pri takýchto hodnotách (nad 2000 J/kg) aj pri absencii iných podporujúcich faktorov sa môžu vyskytovať prudké (ale v absencii výraznejšieho strihu vetra len krátkotrvajúce) búrky. Hodnotu CAPE možno podľa nasledujúceho vzťahu prerátať na teoreticky maximálnu rýchlosť výstupného prúdu, ktorú dosiahne po realizovaní všetkej dostupnej potenciálnej energie.

W_max =

Napríklad CAPE rovná 1000 J/kg dá maximálnu možnú rýchlosť takmer 45 m/s. Opätovne však upozorňujeme na limity, ktoré teória častice má a ktoré môžu hrať významnú úlohu. Preto sú skutočné hodnoty maxima často oveľa nižšie (v literatúre sa uvádza, že cca. o polovicu). Jedným z dôležitých faktorov, ktoré je dobré odsledovať je „hrúbka“ profilu CAPE, ktorá je vyjadrená rozdielom teplôt medzi vystupujúcou časticou a prostredím. Jediná číselná hodnota CAPE nevyjadrí priebeh vývoja lability s výškou a ani jej mieru v jednotlivých hladinách, preto je dobré použiť aj ďalšie miery, respektíve priamo konzultovať predpovedné Temp-y. Hlavne v prípade veľmi „úzkeho“ profilu CAPE totiž môžu ostatné faktory (napríklad vmiešavanie suchého vzduchu, tiaž zrážok...) úplne vyrušiť akceleráciu smerom nahor s následným rozpadom vznikajúceho búrkového oblaku.

Ďalším bežne využívaným indexom, ktorý popisuje labilitu je Lifted Index. Jeho výpočet je veľmi jednoduchý a reprezentuje vlastne rozdiel medzi teplotou prostredia a teplotou vystupujúcej častice zo zemského povrchu do danej hladiny. Tradične poňatý Lifted Index počíta s hladinou 500 hPa a teda:

LI =

Negatívne hodnoty reprezentujú pozitívne zrýchlenie bubliny vzduchu smerom nahor t.j. labilné prostredie. Variáciou Lifted Indexu je Showalter Index, v rámci ktorého necháme vystúpiť parcelu z hladiny 850 hPa a nie zemského povrchu a teda:

SI =

Showalter Index je takto použiteľnejší hlavne v noci, inak pre neho platia rovnaké pravidlá ako pre Lifted Index. V rámci Lifted Indexu sa dajú ľahko použiť rôzne modifikácie, napríklad výber vrstvy, z ktorej bublina stúpa alebo vrstvy do ktorej necháme bublinu vystúpiť. Napríklad v zime, keď je labilita hlavne v rámci nižších vrstiev troposféry možno vybrať cieľovú vrstvu ako 700 hPa. Zaujímavou obmenou môže byť spočítanie najnižšej hodnoty Lifted Index-u v rámci daného profilu a vrstvy, v akej sa táto hodnota nachádza. Hodnoty Lifted Indexu pod -5°C sa všeobecne považujú za pomerne výraznú labilitu prostredia. V každom prípade, nutnosť rátať jednotlivé tieto indexy a ich variácie končí pri konzultácii samotných simulovaných „Temp-ov“, ktoré najlepšie vyjadria celkovú situáciu.

V rámci literatúry možno nájsť mnoho ďalších indexov, ktoré sa zaoberajú vyjadrením lability prostredia. Nebudeme ich uvádzať, pretože ich relevancia v prostredí možnosti rýchlo spracovaných tempov a vyhodnocovania energie CAPE významne klesla. CAPE je veľmi dobre využiteľný parameter, ktorý sa viaže na atmosférickú labilitu hlavne v prípade, že poznáme jeho obmedzenia. Podrobnejšiu štúdiu zaoberajúcu sa indexom CAPE, jeho ďalšími variáciami a hodnotami na území Českej republiky spracoval Sulan-Pešice-Staša (2004).

Problematiku vhodnosti výberu si ešte poďme ilustrovať na aerologický výstup z 22.6.2006 Prostějova, polnočný termín (Obr 4). Všimnime si, jako veľmi závisia hodnoty „indexov instability“ na parcele, ktorú zvolíme. Ak by sme v tomto prípade zvolili parcelu vystupujúcu od zemského povrchu mala by nasledujúce parametre:

CAPE: 305 J/kg (vyjadrená slabo červenou farbou v diagrame)

CIN: -395 J/kg

Vidíme, že na to, aby dokázala parcela využiť pomerne malé množstvo CAPE, musí prekonať veľmi výraznú zádržnú vrstvu. Zjavne je to kvôli tomu, že pri zemi sa nachádza tenká inverzná vrstva vytvorená radiačným ochladzovaním zemského povrchu. Avšak ak „premiešame“ vrstvu 50 hPa pri zemskom povrchu, dostaneme nasledujúce hodnoty

CAPE: 1421 J/kg

CIN: - 161 J/kg

Zádržná vrstva je stále pre výstup parcely zo spodných 50 hPa troposféry pomerne výrazná, avšak hodnota CAPE je niekoľkonásobne väčšia ako pre výstup od zemského povrchu. Skúsme teraz zdvihnúť parcelu od vrchu inverznej vrstvy. Dostaneme nasledovné hodnoty:

CAPE: 2293 J/kg

CIN: - 47 J/kg

Teda, ak by búrka do seba „nasávala“ vzduch z tejto hladiny, v jej výstupnom prúde by sa uvoľnilo sedemnásobné množstvo energie jako v prípade, ak by nasávala parcely od zemského povrchu.

Mimo vyššie spomenutých druhov instabilít sa v literatúre spomína aj tzv. potenciálna instabilita (Markowski-Richardson, 2010), ktorá vzniká až pri zdvihu určitej vrstvy vzduchu externým faktorom (prechod brázdy vo vyšších hladinách a pod.). Tento efekt môže byť ešte umocnený tým, že spodná časť dvíhanej vrstvy je vlhká a skoro dosiahne svojej kondenzačnej hladiny – zatiaľ čo vrchná časť vrstvy je suchá. Takto sa môže spodná časť ochladzovať len o vlhkoadiabatický gradient, čím sa môže teplotný gradient v rámci vrstvy prudko zvýšiť a tak sa môže v rámci vynúteného výstupu bubliny vzduchu generovať labilita. Tento druh lability sa výraznejšie prejaví hlavne v situáciách s výrazným „zdvihom“ indukovaným externým faktorom, napríklad studeným frontom. Môže tak ísť o „vynútenú konvekciu“.

Ďaľším typom instability je tzv. symetrická instabilita, kde je prostredie nestabilné pre šikmý smer výstupu. Takáto labilita sa vyskytuje hlavne vo vlhkých prostrediach za studeným frontom s výrazným strihom vetra. Jej popis je však nad rámec rozsahu tejto práce a čitateľ je odkázaný na monografie Řezáčová et al. (2007) alebo Markowski-Richardson (2010).

Obsah

2.2 Bunečná architektúra búrky vs vertikálny profil vetra

2.2.1 Jednobunečná búrka

Významným prínosom pre teóriu konvekcie a hlavne teóriu hlbokej konvekcie bol koncept „bunky“ vyvinutý Byersom a Brahamom v rámci projektu Thunderstorms (Doswell, 2001). V ich práci popisujú bunku ako základnú stavebnú štruktúru búrky, ktorú tvorí práve jeden výstupný a zostupný prúd. Nakoľko ich koncept zostáva platný je otázne, hlavne vo svetle čoraz väčšieho priestorového aj časového rozlíšenia diaľkovej detekcie. Bunka prechádza 3 základnými vývojovými štádiami a tými sú:

1/ Štádium vývoja – V rámci bunky prevláda len výstupný prúd, respektíve bublina stúpajúceho vzduchu. Typicky ide o oblak cumulus congestus.

2/ Štádium zrelosti – Dosahuje výstupný prúd svoje maximum a búrkový oblak je plne rozvinutý, zároveň sa však v rámci bunky vytvára už aj zostupný prúd a často vypadávajú intenzívne zrážky.

3/ Štádium rozpadu – Celá bunka je zahltená zostupným prúdom. Búrkový oblak sa postupne rozpadá, vypadávajú už len mierne zrážky.

Čisto jednobunečné búrky sú zriedkavejšou záležitosťou a tvoria sa v podmienkach s absenciou strihu vetra v rámci troposféry. Búrka máva značne obmedzené trvanie, jej štádium zrelosti málokedy presiahne 20-30 minút. Hlavným momentom rozpadu búrky je fakt, že výstupný prúd sa zahlcuje zrážkami a radiálne sa šíriaci výtok studeného vzduchu doslova odrezáva bunku od prísunu teplého a vlhkého vzduchu. Naviac na periférii výtoku nedochádza k regenerácii ďalších buniek. V náväznosti na kratšie trvanie a slabú organizáciu má búrka obmedzenejší potenciál na intenzívne prejavy, avšak v prípade, že sa v rámci nej dokáže sformovať silný výstupný prúd (vo veľmi labilných prostrediach) alebo zostupný prúd (prostredia vedúce k „downburstom“ si popíšeme neskôr), nemožno vylúčiť, že sa aj v jednobunečnej búrke vyskytne intenzívny doprovodný jav.

Ďalšie výskumy sa zaoberali práve skúmaním bunečnej architektúry, jedným z objavov bolo, že väčšina búrok sa skladá z viacerých takýchto buniek, často v rôznych štádiách vývoja. Takéto búrky sa označujú ako multicelárne. Browning (1962) pri štúdiu búrok narazil na dlhotrvajúcu, intenzívnu krúpotvornú búrku, ktorá vykazovala zaujímavé znaky týkajúce sa jej dynamiky a trvácnosti, pričom ju nazval supercelou. Oba archetypy, multicelárne a supercelárne búrky a ich vzťah k prostrediu, v ktorom sa tvoria, stručne popíšeme v nasledujúcej kapitole. Búrok, ktoré sú tvorené len jednou bunkou je málo, vyskytujú sa pri situáciách s veľmi nevýrazným veterným vertikálnym profilom.

Obr. 5 Koncepčný idealizovaný model jednobunečnej búrky z pohľadu radarových meraní. Prevzané a upravené podľa modulov COMET.

Obsah

2.2.2 Vertikálny strih vetra a jeho vplyv na bunečnú architektúru

V rámci publikácií popisujúcich jednotlivé arche typy búrok, napríklad Bluestein(1993) alebo Doswell(2001) sa poukazuje na to, že významným prvkom, ktorý ovplyvňuje ich bunečnú architektúru je vertikálny veterný profil. V meteorológii sa často označuje ako tzv. strih vetra, ktorý vyjadruje vektorovú zmenu vetra medzi rôznymi hladinami (najčastejšie užívaný je vektorový rozdiel medzi zemou a 6 km). Míľnikom sa stala predovšetkým práca Weismana a Klempa (1982), ktorí využili numerického modelu na simuláciu vývoja oblačnosti pri rôznych konfiguráciách strihu vetra. Ich prácu potvrdili aj mnohé ďalšie štúdie (napríklad Brooks-Craven 2002), ktoré spájali vznik dobre organizovaných intenzívnych multicelulárnych a supercelulárnych búrok s pomerne výrazným strihom vetra. Význam strihu vetra pritom spočíva v troch základných rovinách (viz aj Markowski-Richardson, 2010 alebo Groenemeijer-Punkka-Teittinen, 2010)

1. Umožňuje oddeliť výstupný a zostupný prúd, keďže sú zrážkové častice unášané po smeru vetra od výstupného prúdu. Tento efekt súvisi s tým, že vďaka strihu vetra sa výstupný prúd nakláňa smerom po prúdení (výsledok pôsobenia relatívne nižšieho tlaku vzduchu na „záveternej“ strane búrky). Zrážky teda môžu vypadávať po strane od hlavného miesta vtoku teplého a vlhkého vzduchu do búrky. Tento efekt funguje hlavne v prípade, že výtok studeného vzduchu z búrky nezahltí toto miesto, čo je však v prípade s radiálne sa šíriacim výtokom častou udalosťou. Preto je z hľadiska všetkých vymenovaných efektov tento najmenej výrazný.

2. Umožňuje regeneráciu búrky tvorbou nových buniek na prednej strane výtoku studeného vzduchu z búrky, viz Weisman-Klemp (1982). Efekt strihu vetra v nižších hladinách na regeneráciu buniek je naznačený v obr. 6. V tomto prípade je nutné dosiahnuť „rovnováhu“ medzi vorticitou generovanou na rozhraní výtoku studeného vzduchu z búrky s jeho okolím a vorticitou generovanou strihom vetra v hladine výtoku. V takejto konfigurácii je výstupný pohyb na prednej strane výtoku najvýraznejšie vertikálne orientovaný a môže iniciovať vznik nových buniek. Výrazne do tohto efektu zasahuje výška hladiny voľnej konvekcie. Pokiaľ je na úrovni nižšej ako je „výška“ výtoku studeného vzduchu, potom sa bunky môžu regenerovať aj bez príspevku strihu vetra. V prípade, že je vyššie, efekt strihu vetra je pre regeneráciu nutný. Ako uvidíme ďalej, pre multicelulárne búrky je strih vetra významný aj z ďalších príčin. V prípade západného strihu vetra bude teda regenerácia nových buniek podporovaná na východnej periférnej časti výtoku studeného vzduchu, v prípade južného na strane severnej (dve pomerne časté konfigurácie).

3. V rámci búrok indikuje vznik porúch vertikálneho tlakového gradientu, ktoré môžu významne ovplyvniť silu výstupných a zostupných prúdov. Jeden z hlavných efektov je naťahovanie vorticity vo vertikálnom rozmere (Markowski-Richardson, 2010) výstupným prúdom búrky, ktoré môže viesť k vývoju rotácie v rámci podstatnej časti výstupného prúdu (viz podkapitola 2.3.4.) a teda vývoju supercely. Pre generovanie rotácie v rámci búrky treba spravidla pomerne výrazný strih vetra, ako aj uvidíme nižšie.

Obr. 6 Interakcia výstupného prúdu so strihom vetra pre prípady a) a c), kedy strih vetra nakláňa výstupný prúd po smere prúdenia, bez strihu vetra je vertikálne orientovaný. Ďaľšie štádium prípadu a) resp. c) je na obr. b). resp. d).V prípade vývoja výtoku chladného vzduchu z búrky b) sa na jeho rozhraní formuje pole negatívnej vorticity, nakláňajúc v situácii bez strihu vetra výstupný prúd smerom dozadu. V prípade so strihom vetra d) dochádza k formovaniu vertikálne orientovaného výstupného prúdu na čele výtoku studeného vzduchu, vďaka rovnováhe medzi jednotlivými centrami vorticity (kladné a záporné znamienka). Prevzaté z práce Weisman-Klemp (1982).

Významnou dopomocou pre hodnotenie strihu vetra je tzv. hodograf vetra, ktorý na kruhovom (polárnom) diagrame znázorňuje vývoj vetra s výškou, pričom vektor vetra sa naznačí spojením bodu na hodografe so stredom hodografu. Bod na hodografe sa pritom vynáša v smere, do ktorého fúka vietor (nie z  ktorého, ako je bežné vyjadrovanie v meteorologickej praxi). Dĺžka vektoru medzi vyneseným bodom a stredom diagramu reprezentuje rýchlosť vetra. Z hodografu možno veľmi názorne vidieť zmenu vektoru vetra s výškou a poľahky odčítať základné veličiny strihu vetra. Hodografu sa budeme venovať aj v niektorých ďalších sekciách. Podrobnejšie informácie o hodografe a jeho interpretácii možno nájsť v on-line práci Doswella (1991) alebo interaktívnych moduloch COMET (aplikace hodografu při vybraných situacích také v MZ 2007/5, Sulan). Sila využitia hodografu oproti základným mieram strihu vetra (ktoré si predstavíme v ďalšej časti) je asi rovnaká ako výhoda použitia celého TEMP-u oproti pár mieram lability. Určitý dojem o výzore hodografu si možno spraviť aj pri sledovaní vektoru vetra v základných hladinách (od povrchu až cca do 300/200 hPa). Príklad hodografu aj s prvkami, ktoré z neho možno odvodiť možno nájsť na obr. 7.

Obr. 7 Hodograf vertikálneho profilu vetra z Prahy-Libuše zmeraný dňa 31.05.2001 12

UTC. Čiernou krivkou je vynesený samotný hodograf, číselne je naznačená výška jednotlivých bodov meraní v km. Červenou, zelenou a modrou priamkou je naznačená dĺžka vektoru strihu vetra pre vrstvu 0-1, 0-3 a 0-6 km. Ružovou farbou je vyznačená plocha helicity relatívnej na pohyb búrky pre vrstvu 0-3 km, pričom body L a R reprezentujú vektor pohybu ľavostáčavej (L) a pravostáčavej(R) búrky, spočítaného podľa ID metódy (Bunkers et al, 1999). V údajoch vpravo možno nájsť kvantifikované údaje ako o strihu vetra, tak aj o helicite pre jednotlivé vrstvy. Možno si všimnúť, že v daný deň panoval výrazný strih vetra spolu so stáčaním vetra v spodných hladinách troposféry. V rámci Čiech boli pozorované tornáda (viz Setvák-Novák-Šálek, 2004) Zdroj: Skywarn Czechoslovakia (2010)

V rámci základných mier strihu vetra, respektíve indexov, ktoré sa používajú na jeho hodnotenie si ich niekoľko uvedieme. Strih vetra by mal byť správne počítaný ako vektorový rozdiel vetra v dvoch hladinách lomený hrúbkou vrstvy, pre ktorú sa počíta s jednotkami s¹. Pre zjednodušenie sa však často používa len jednoduchý vektorový rozdiel medzi hladinami.

1/ Strih vetra 0-6 km – najbežnejšie používaná veličina, ktorá preukázala v štúdiách najlepšiu rozoznávaciu schopnosť medzi supercelulárnymi a nesupercelulárnymi búrkami. Pri hodnotách nad 20 m/s sa bežne vyskytujú dobre organizované búrky, 15 m/s sa považuje za „hraničnú“ hodnotu (v kombinácii so silnou labilitou sa dobre organizované búrky tvoria aj pri takýchto hodnotách). V literatúre sa medián 25 m/s stanovil pre dlho-trvajúce supercelulárne búrky.

2/ Strih vetra 0-3 km – veličina, ktorá lepšie vyjadruje strih vetra na úrovni hrúbky výtoku studeného vzduchu. Dá sa použiť na predpoveď regenerácie nových buniek na čele výtoku (záleží na viacej faktoroch ale cca 10 m/s často dostačuje). 20 m/s v tejto hladine a slabší strih vetra v rámci vyšších hladín sa často pozoruje pri výrazných lineárnych konvektívnych systémoch s hrozbou nárazov vetra

3/ Strih vetra 0-1 km – je najčastejšie používaný na predpoveď tornád, s hraničnou hodnotou okolo 10 m/s. Popri tornádach sa zvyšujúci strih vetra v tejto hladine často prejavuje na intenzívnych nárazoch vetra v rámci búrok (v dynamických, hlavne zimných situáciách presahuje strih v tejto hladine až okolo 20 m/s).

Na predpoveď organizácie búrok sa zdá byť najvhodnejší parameter práve Strih vetra 0-6 km, po prípade iná veličina, ktorá by vyjadrovala strih na úrovni značnej časti troposféry. Obrázok nižšie ukazuje vzťah medzi strihom vetra a „archetypmi“ búrok, ktoré sú podrobnejšie vysvetlené nižšie.

Obr.8 Vzťah strihu vetra v hladine 0-6 km a troch archetypov organizácie búrok

(jednobunečné, mnohobunečné a supercelulárne búrky). Upravené podľa Markowski-Richardson (2010).

Mimo strihu vetra ako takého sa v predpovediach menej využíva vektorov vyjadrujúcich relatívny vietor voči pohybu búrky. Táto veličina je samozrejme závislá na správne vyjadrenom pohybe búrky (viz nižšie) ale môže poskytnúť vhodný obrázok o prúdení voči búrke. Typicky sa uvažuje o relatívnom prúdení v spodných (0-2 km), stredných (4-6 km) a vrchných hladinách búrky (9-11 km). Silné relatívne prúdenie voči búrke v spodných hladinách je vhodné pre vyjadrenie miery prísunu vtoku vzduchovej hmoty smerom do výstupného prúdu búrky. Prúdenie v rámci stredných a vrchných hladín búrky zase napovedá o „ventilácii“ búrky – jej zrážkových častíc. Supercelulárne búrky často vykazujú výrazné prúdenie v nižších hladinách smerom do búrky (nad 10 m/s) a takisto mierne až výrazné prúdenie voči búrke vo vyšších hladinách (10, resp. 15 m/s). Výrazné relatívne prúdenie v nižších hladinách so slabým relatívnym prúdením v hladinách vyšších je často spájané s rozvojom rozľahlých kvazilineárnych systémov s polohou stratiformných zrážok v tylovej časti systému. Tento efekt je značne spôsobený tým, že strih vetra je situovaný do nižších hladín troposféry.

Mieru relatívneho prúdenia v nižších hladinách smerom do búrky, kombinujúcou sa s mierou vorticity, ktorá je dodávaná vo vektore rovnobežnom s relatívnym prúdením smerom do búrky vyjadruje tzv. Helicita voči pohybu búrky (po anglicky Storm-Relative Helicity). Je integrovanou mierou pozdĺžnej vorticity smerom do búrky (viz nižšie v podkapitolke venovanej supercelám) v určitej vrstve troposféry (najčastejšie 0-3 km). Jej výpočet je nasledovný:

SREH =

Pričom, v je vertikálny profil vetra, c je vektor rýchlosti pohybu búrky a k je jednotkový vertikálny vietor.

Vyjadruje mieru vorticity súbežnej s vtokom vzduchu do búrky a teda odzrkadľuje tendenciu častice vykonávať rotujúci pohyb vo vertikálnom smere (teda helikálny pohyb). Interpretuje preto vhodnosť prostredia na vznik rotácie výstupného prúdu v búrke. Taktiež vyššie hodnoty SREH s prostredím vhodným na udržiavanie výrazného výstupného prúdu, zoslabujúc turbulentnú disipáciu víru. Helicita sa počíta ako integrál rozdielu vektoru vetra a vektoru pohybu búrky, (teda vektor vtoku vetra) násobeného mierou strihu vetra daného prostredia. Vektor pohybu búrky sa spočítava spravidla pre pravostáčavú búrku metódou Internal Dynamics, ktorú formuloval Bunkers et al., (1999) a preto reprezentuje preto hlavne kategóriu superciel. V praxi sa vypočítava hlavne pre vrstvu 0-3 km (Řezáčová et al., 2007). Davies-Jones (1990) alebo Markowski-Richardson (2010) uvádza, že hodnoty SREH0-3 km nad 150 m²/s² reprezentujú zvýšenú pravdepodobnosť tvorby mezocyklón. Hodnoty nad 300 m²/s² sú pritom považované za výrazné. Na druhú stranu, tento index je mimoriadne citlivý na zmeny vetra v nižších hladinách a preto môže byť časovo i priestorovo značne premenlivý. Túto variabilitu dokázali mnohé štúdie a naviac búrka si v konečom dôsledku sama o sebe modifikuje prúdenie okolo seba. Helicita je zvyčajne zvýraznená v okolí rozhraní ako sú „čiary konvergencie“, frontálne systémy a podobne. K tomuto indexu by sa malo preto pristupovať opatrne s tým, že kombinácia výrazného strihu vetra a helicity favorizuje vznik rotujúcich búrok. Strih vetra by však mal byť nadradeným parametrom helicite, keďže jednak je časovo a priestorovo menej premenlivý (a tak je ľahšie vyjadriť jeho skutočnú magnitúdu) a tiež v prípade výrazného strihu vetra a slabej/nulovej helicity stále pretrváva možnosť vzniku dobre organizovaných búrok, vrátane superciel (Weisman-Rotunno (2000). Pre predpoveď tornád sa tiež používa varianta SREH, ktorá sa spočítava pre vrstvu 0-1 km.

Lepšie ako výpočtom sa dá helicita reprezentovať v rámci hodografu, ako je vidieť na obr. 7. Všeobecne povedané, výrazná helicita je prítomná v situáciách, kedy pozorujeme výrazné stáčanie a zosilovanie vetra v nižších hladinách a kedy je pohyb búrky výrazne deviantný voči hodografu vetra (teda krivke, ktorá spája vynesené body na hodografe). Podobná situácia je znázornená aj na nami uvedenom hodografe, ktorý vyústil do tornádickej supercely v rámci Čiech.

Obsah

2.2.3 Multicelulárna konvekcia

Najčastejšou konfiguráciou sú multicelulárne búrky, ktoré obsahujú viacero buniek v rôznych štádiách vývoja, pričom v určitej časti búrky prebieha vývoj nových, mladých buniek. Intenzita búrky značne kolíše, ako bunky postupne vstupujú do štádia zrelosti a zase zanikajú. Na základe vhodnosti podmienok a ich dĺžky trvania môže systém buniek narásť do značných rozmerov (horizontálny rozmer môže dosiahnuť až viac ako 100 km – vtedy sa označuje multicela ako Mezomerítkový Konvektívny Systém, z anglického Mesoscale Convective System MCS). Vývoj buniek v rámci štandardnej multicely je naznačený v rámci obr. 9

Multicely sa delia na dva možné spôsoby organizácie (Markowski-Richardson, 2010). Prvým spôsobom je tzv. zhluková multicela (multicell cluster), kde búrka nemá žiadny dominantný rozmer a vývoj nových buniek neprebieha na žiadnej preferovanej strane systému. Takýto charakter multicely je veľmi bežný a intenzita búrky značne kolísa ako ďalšie bunky dosahujú štádia zrelosti. Búrka býva intenzívnejšia hlavne v prípade, že jednotlivé bunky obsahujú výrazné výstupné prúdy (teda v labilnejších situáciách). Jedným z predpokladov vývoja takejto multicely je regenerácia buniek na jednej zo strán výtoku studeného vzduchu a v tomto prípade je k tomuto často potreba strihu vetra na úrovni výtoku. V prípade, že sa hodnoty CIN blížia k nule a zároveň leží Hladina voľnej konvekcie veľmi nízko hrá faktor strihu vetra menšiu úlohu a bunky sa regenerujú aj bez jeho existencie. Strana, na ktorej dochádza k regenerácii môže záležať aj od iných lokálnych faktorov – napríklad na cirkuláciách vyvolaných termikou prebiehajúcou na miestnej orografii.

Ďalším spôsobom je organizácia do lineárneho tvaru, kedy jeden horizontálny rozmer búrky značne presahuje druhý (búrka má na radare tvar „čiary“). Takéto systémy sa nazývajú často „squall lines“ (Doswell, 2001), čiary húľav alebo ako tzv. kvazilineárne konvektívne systémy. Bunky môžu byť v rámci prednej strany búrky tak zapojené do seba, že tvoria jednoliatu čiaru búrok, inokedy môže byť „čiara“ prerušovaná. Bunky v štádiu mladosti a zrelosti postupujú na čele systému, pričom sa regenerujú na prednej strane výtoku chladného vzduchu z búrky. V rámci zadnej časti búrky sa nachádzajú odumierajúce bunky, ktoré často pokrývajú rozsiahlu plochu a z ktorých vypadávajú mierne zrážky. Poloha takýchto „stratiformných“ zrážok voči zrelým bunkám môže byť rozličná viz napr. Bluestein (1993)

Obr. 9 Vývoj multicelulárnej búrky zachytenej v rôznych časových okamihoch. Rímskymi

číslicami sú označené jednotlivé bunky podľa ich „veku“. Šedou sú naznačené kontúry búrkového oblaku, zelenou až červenou slabá až silná intenzita zrážok. Symbolmi studeného frontu je naznačené rozhranie medzi výtokom studeného vzduchu z búrky a okolím (gust front) Z obrázku dobre vidno, ako sa na prednej strane búrky obnovujú bunky a v jej zadnej strane odumierajú staré. Prevzaté zo ZAMG(2010a).

Lineárne orientované systémy si často tvoria vlastné cirkulácie, ktoré sú indukované vznikom tlakových centier v rámci postupujúcej búrky (obr. 11) – napríklad nízkeho tlaku vzduchu v stredných výškach búrky. Dvoma výraznými vetvami cirkulácie (Houze et al., 1989) je prúd vzduchu smerujúci z prednej do zadnej strany búrky (Front-to-rear jet), ktorý je zodpovedný za prenos instabilnej, vlhkej vzduchovej hmoty do tyla systému. Ďalšou vetvou je prúd vzduchu zo zadnej do prednej strany (Rear inflow jet) búrky, ktorý vháňa suchý vzduch do tylovej časti, kde prebieha vyparovanie zrážok, čo ochladzuje tento prúd vzduchu, takže je v určitom momente nútený klesať k zemi. Tieto cirkulácie sú pritom zodpovedné za uchovávanie stability systému a sú závislé na termodynamických podmienkach, v akých sa tvoria (Weisman, 2001 alebo Markowski-Richardson,2010). Významnú úlohu tu hrá práve aj výrazný strih vetra, ktorý (ako naznačené na obr. 10) umožňuje vertikálne postavenie výstupného prúdu na prednej strane postupujúceho systému aj napriek výraznému výtoku studeného vzduchu. Svoju rolu tu zohráva aj vyššie spomínaný Rear-inflow jet, ktorý závisí na labilite v rámci prostredia (výraznejšia labilita podmieni silnejší výstupný prúd, t.j. výraznejšiu níž v stredných hladinách búrky a silnejšiu akceleráciu smerom do nej). Cirkulácie vznikajúce okolo Rear-Inflow jet-u pomáhajú držať výstupný prúd vo vertikálnom smere a naviac prúd vzduchu vháňa suchší vzduch do prednej strany búrky. Efekt vyparovania zrážok v tomto suchšom vzduchu ochladzuje zostupný prúd a posiluje jeho „negatívny“ vztlak.

Obr. 10 Koncepčný model interakcie vorticít indukovaných jednak vzostupným prúdom, strihom vetra a výtokom studeného vzduchu z búrky.

Výsledkom vhodnej kombinácie je výrazné prúdenie z prednej do tylovej časti búrky, tvoriaci základ „squall line“. Prevziate z práce Weismann (2001).

Obr. 11 Vertikálny prierez lineárnou multicelou, resp. „squall line“. Symbolmi V a N sú reprezentované centrá vysokého a nízkeho tlaku vzduchu. Prerušovaná čiara predstavuje trajektóriu pohybu ľadových častíc, ktoré vypadnú z hlavného výstupného prúdu búrky do zóny stratiformných zrážok a zosilujú ich. Pojmy Front-to-Rear Jet a Rear Inflow Jet označujú významné vetvy cirkulácie, ktoré sú popísané vyššie. Zvýraznenie šedou vyjadruje regióny s vysokou radarovou odrazivosťou. Upravené podľa Houze et al.(1989). Vľavo dole možno nájsť typický radarový vzhľad „squall line“ 23.7.2009 z pohľadu českej radarovej siete CZRAD prevádzkovanou ČHMÚ, produkt maximálnej vertikálnej odrazivosti Z:max. Zdroj radarového snímku: ČHMÚ (Radarové oddelenie).

Jednotlivé práce ukázali (napríklad Evans-Doswell, 2001), že intenzívne a stabilné kvazilineárne systémy sa tvoria v prostrediach s výraznou labilitou a strihom vetra, hlavne ak je výrazný strih vetra sústredený do nižších hladín (Weisman-Rotunno, 2003) a naviac jednosmerne orientovaný (často s hodnotami 15-20 m/s v spodných 3 km troposféry). Pri výraznom tylovom prúde vzduchu môže predná časť rýchlo akcelerovať dopredu, tvoriac tzv. „bow echo“, resp. oblúkové echo, z pohľadu radarovej detekcie (obr. 12 a 13). Po stranách oblúka sa tvorí pár mezomerítkových vírov (vývoj bow echa naznačený tiež na obr.13) – jeden cyklonálne a druhý anticyklonálne rotujúci , pričom ich cirkulácie môžu tylový prúd vzduchu ešte zosilniť. Mechanizmus vzniku týchto mezomerítkových vírov (z anglického jazyka „book-end vortices“) spočíva takisto v spracovaní vorticity, ktorá existuje v rámci prostredia a tiež ktorá vzniká na prednej hrane postupujúceho studeného vzduchu. Výrazná vorticita na prednej strane búrky pritom naviac vytvára cirkulácie malých rozmerov (Atkins-Laurent, 2009 ich pomenovali misocyklóny), ktoré ešte umocňujú nárazy vetra na čele búrky. Kvazilineárne systémy, hlavne v prípade, že tvoria oblúkové echá, môžu vďaka výrazným cirkuláciám významne zrýchliť svoj dopredný postup oproti relatívnemu prúdeniu v troposfére a produkovať intenzívne nárazy vetra na veľkom území. Škody vetrom môžu umocňovať ešte jednotlivé downbursty (Wakimoto, 2001).

Obr. 12 „Bow“ respektíve oblúkové echo nad Východnými Čechami 25.06.2008 z pohľadu

radaru Brdy, produkt Z:Max. Zdroj: ČHMÚ (Radarové oddelenie).

Jednotlivé vývojové štádiá Vysoké silné echo – Bow echo – Comma echo

boli prevzaté z koncepčného modelu vyvinutého Theodorom Fujitom, adaptované z práce Przybylinsky (1985).

Obr. 13 Konceptuálny idealizovaný model bow-echa založený na jeho jednotlivých vývojových štádiách.

Najsilnejšie nárazy vetra sú spravidla pozorované pri prechode zo štádia silného, vysokého echa na „Bow-echo“,

pri prechode na Comma Echo nárazy postupne slabnú.

Nie všetky kvazilineárne systémy však majú výraznú doprednú zložku postupu, niektoré postupujú pomaly, respektíve ich vývoj (regenerácia nových buniek) prebieha na zadnej strane systému (v angličtine je tento proces označovaný ako backbuilding), čím môže dôjsť k značnému spomaleniu postupu systému (viz napr Corfidi, 2003). Dôsledkom spomalenia je, že propagácia búrkového systému v dôsledku vývoja nových buniek prebieha v opačnom smere od ťahu samotných buniek . To je opačný prípad od situácie, kedy prebiehala regenerácia nových buniek v smere celkového pohybu systému. Takéto situácie môžu vyvolať postup viacerých buniek nad jedným miestom a priniesť vysoké úhrny zrážok (viac nižšie v sekcii zameranej na prívalové zrážky), po prípade viesť k „stacionarite“ systému. Odlíšiť tieto dva druhy pohybu komplexu búrok vzhľadom na nastávajúce podmienky je veľmi ťažké a v rámci niektorých komplexov prebiehajú dokonca oba procesy naraz. Situácie, ktoré favorizujú rýchly dopredný pohyb často obsahujú výraznejšie prúdenie kolmé na rozhranie, suchší vzduch v stredných a vyšších hladinách troposféry, s konvergenciou v nižších hladinách a labilnou vzduchovou hmotou nachádzajúcou sa na prednej strane systému. V druhom prípade je prúdenie často slabšie, pozdĺžne/paralelné s rozhraním a výrazná konvergencia prebieha na zadnej strane systému a troposféra bez výraznejších vrstiev suchšieho vzduchu. Zaujímavé riešenie tohto problému ponúka Corfidi, ktorý za pomoci „vektorovej techniky“ (obr. 14) umožňuje vyrátať dané dva druhy pohybu, ktorý môže komplex vykonávať. Vzhľadom na užitočnosť tohto konceptu si ho stručne predstavíme. Spomeňme si dôležitý fakt, že celkový pohyb búrkového systému záleží na dvoch základných faktoroch:

1/ Pohybom buniek vyvolaným veterným profilom (teda štandardne ponímaným pohybom buniek)

2/ Propagáciou, teda pohybom vyvolaným vznikom nových buniek na určitej strane systému.

Pre potrebu kalkulácie vektoru pohybu komplexu v prípade, že pôjde o situáciu s regeneráciou búrok v zadnej časti systému (vyššie spomínaný „back-building“), Corfidi od „stredného vetra“ medzi hladinami 850 a 300 hPa (ktorý je uvažovaný, že bude vyjadrovať advekciu jednotlivých buniek systému cez komplex) odrátava nízko-hladinové prúdenie – „Low level jet“ na úrovni 850 hPa (Corfidi uvažoval, že propagácia komplexu má opačný vektor ako toto prúdenie reprezentujúc konvergenciu na danej strane systému). Pohyb komplexu búrok je tak vlastne opačným vektorom relatívneho nízkohladinového prúdenia vzhľadom na čelo výtoku studeného vzduchu, ktoré sa pohybuje spolu s materskou bunkou. Spôsob výpočtu vektoru je ilustrovaný na obr. 14. V prípade, že je výsledný vektor malý, môže byť celkový pohyb komplexu pomalý s rizikom vysokých zrážkových úhrnov.

Pre výpočet dopredného pohybu komplexu búrok Corfidi uvažoval o tom, že výsledný pohyb komplexu vrátane propagácie buniek sa preniesie na prednú stranu systému a tak tento vektor, ktorým sme dostali v rámci výpočtu v stati vyššie sa pričítava k „strednému vetru“ medzi hladinami 850 a 300 hPa. Vidno, že situácie s výrazným strihom vetra v atmosfére môžu ľahko viesť k výrazným dopredným pohybom búrok. Corfidiho vektory rozhodne zďaleka nepokrývajú všetky faktory, ktoré k pohybu komplexu prispievajú, naviac umelo zvolené hladiny 850 a 300 hPa zďaleka nemusia byť najvýpovednejšie. Napriek tomu je to momentálne asi najvyužívanejší koncept, ktorý rieši dôležitú predpoveď pohybu komplexu búrok.

Ako takýto rozsiahly komplex búrok vzniká? Dvoma najbežnejšími spôsobmi je jednak vznik z obyčajnej multicely alebo supercely, kedy sa búrka značne rozrastať vďaka iniciácii nových buniek v rámci výtoku studeného vzduchu. Bežne sa tiež stáva, že výtoky z jednotlivých izolovane existujúcich búrok sa zlievajú dohromady a pri postupe jedným smerom iniciujú nové bunky, ktoré už vznikajú ako veľký komplex. Vývoj komplexu môže obsahovať až stovky buniek a v tom prípade často presiahne rozmer vrchných partií búrky a ich cirkulácie dokonca mezomerítko a prejaví sa až na sieti aerologických staníc. V prípade, že rozmery a teplota vrchných partií búrky dosiahnu takéto rozmery (stanovené v Maddox, 1980), nazýva sa takýto systém búrok Mezomerítkový konvektívny komplex (z anglického Mesoscale convective compex – MCC).

Obr. 14 Výpočet „Corfidiho vektorov“. Vektor 1 značí tzv. nízko-hladinové dýzové prúdenie, bod 2 vyznačuje tzv. stredný vietor v rámci hladín 850-300 hPa. Od bodu 2 pričítame vektor 3, opačný k vektoru 1 a dostávame vektor pohybu systému pri regenerácii buniek v jeho tylovej časti (Bod U – „upwind propagation). Vektor 5, pre prípad propagácie buniek v prednej časti búrky sa spočíta jednoducho pridaním vektoru 4 k vektoru stredného vetra v rámci troposféry (jeho vrchol sa nachádza v bode 2). Všimnime si, že pre danú situáciu sa predpokladá veľmi rýchly ťah búrok v prípade doprednej propagácie – znak možnosti výskytu rýchlo postupujúcich veterných búrok.

Obsah

2.2.4 Supercelulárna konvekcia

K ďalšiemu arche typu patria tzv. supercelulárne búrky, ktoré sú oproti multicelám oveľa zriedkavejšie, no drtivá väčšina z nich je schopná produkovať intenzívne prejavy. Ich predpoveď je teda pomerne dôležitá. Supercela je definovaná ako búrka, ktorá má „dlhotrvajúci, rotujúci výstupný prúd - mezocyklónu (Doswell-Burgess, 1993). Jej rotácia vzniká vertikálnym naťahovaním vorticity (voľným prekladom vorticity by mohla byť vírnatosť prostredia) výstupným prúdom (Bluestein, 1993), ktorá je prítomná v okolitom prostredí búrky. Vorticita je buď kolmá na vektor pohybu búrky , tzv. cross-wise vorticity (Markowski, 2010), respektíve pozdĺžna s prúdením (Davies-Jones, 1990).

V prvom prípade prevažuje len rýchlostný strih vetra a búrka sa po svojom vzniku rozdeľuje na dve časti (tzv. storm-splitting) a každá propaguje deviantne od hlavného prúdenia do ľavej a pravej strany (left and right split), keďže maximá vorticity sa nachádzajú po boku hlavného výstupného prúdu. Vorticita (rotácia) indukuje centrum nižšieho tlaku vzduchu v stredných hladinách búrky a výstupný prúd má tendenciu propagovať smerom k nemu. V prípade vorticity pozdĺžnej s prúdením je prúdenie výrazne stáčavé v nižších vrstvách troposféry a pozoruje sa výrazná helicita relatívna voči pohybu búrky. V ideálnom prípade pritom maximum vorticity pripadá priamo na jadro výstupného prúdu. Pri cyklonálne stočenom vertikálnom profile vetra pritom dominuje tzv. pravo stáčavá búrka (right mover).

Obe teórie tvorby superciel sú bohato rozoberané a riešené aj pomocou numerických modelov pracujúcich na doméne desiatok km (Weisman-Rotunno, 2000). Na označenie mezomerítkového centra nízkeho tlaku, ktorý súvisí s rotáciou búrky sa pritom používa termín mezocyklóna, ktorá je základnou charakteristikou tohto archetypu búrok (Markowski-Richardson, 2010).

Pre supercely je typická ich kvazistabilná cirkulácia, výrazná dĺžka trvania na rozdiel od typických buniek, deviantný postup od ostatných búrok a intenzívne výstupné prúdy (zosilnené poruchou vertikálneho tlakového gradientu vďaka rotácii). Kvazistabilná cirkulácia v nižších hladinách (obr. 15) je udržiavaná výrazným rotujúcim výstupným prúdom a silným vtokom vzduchu do búrky, pričom po smere prúdenia sa vďaka tiaži zrážok vytvára predný zostupný prúd (Forward flank downdraft). Po vytvorení mezocyklóny sa v strednej tylovej časti búrky utvára ďalší zostupný prúd – tylový zostupný prúd (Rear flank downdraft – jeho genéza nie je dodnes uspokojivo vysvetlená, viz napr. Markowski, 2002) uvažuje sa však o tom, že je dynamicky podmienený zvýraznením mezocyklóny v nižších hladinách búrky. Tento zostupný prúd postupne „okluduje“ mezocyklónu, pričom vorticita ním vyvolaná sa môže taktiež prejaviť pri presunutí sa rotácie aj do nižších častí búrky (Lemon-Doswell, 1979 alebo Klemp, 1987) a hrá rozhodujúcu úlohu pri tornádogenéze.

Podobne ako v prípade vlnovej cyklóny, pseudo-studený front na čele postupujúceho vzduchu zo zostupného prúdu postupne odstaví výstupný prúd od dodávok vlhkej, instabilnej vzduchovej hmoty. Pri vhodných podmienkach pritom supercela môže prejsť niekoľkými takýmito cyklami. 3-D štruktúra tejto formy búrky je naznačená na obr. 16 a 17.

Obr. 15 Dôležité cirkulačné prvky v rámci spodných hladín supercelulárnej búrky.

Červenou sú naznačené výstupné prúdy ( Updraft - UD) , tmavomodrou predný zostupný prúd (Forward Flank Downdraft - FFD) a svetlomodrou tylový zostupný prúd (Rear Flank Downdraft - RFD). Ružovou je naznačená pravdepodobná poloha tornáda. Hrubou tmavou čiarou je naznačená kontúra radarového odrazu, všimnime si podobnosť so skutočnou odrazivosťou vpravo dole. Vpravo sú viditeľné typické radarové štruktúry spojené so supercelami – vpravo dole „hook echo“ – odraz v tvare háku v spodných hladinách a BWER (Bounded Weak Echo Region) – alebo región zníženej odrazivosti obkolesený výraznou odrazivosťou vo vertikálnom reze. Oba radarové snímky sú z tornádickej supercely, ktorá sa vyskytla 31.5.2001 (Setvák-Novák-Šálek,2004). Obrázok bol prevzatý z práce Lemon-Doswell (1979) a následne upravený.

Supercely sa dneska rozdeľujú podľa ich zrážkovej efektivity na tri druhy, viz napríklad (Beatty et al, 2008). Čitateľ je na podrobné zoznámenie so supercelami a hlavne ich dynamikou a možnosťami predpovede odkázaný na Markowski-Richardson(2010) alebo Bluestein(1993). Supercely často v rámci radarových snímkov vykazujú deviáciu v pohybe voči ostatným bunkám, po prípade odrazy v nižších hladinách v tvare háku, či obličky a pod. (Markowski-Richardson, 2010 alebo Doswell-Burgess, 1993). Supercely sú schopné vyprodukovať plné spektrum intenzívnych javov, známe sú však predovšetkým pre ich produkciu tornád (napriek faktu, že len zlomok superciel skutočne vyprodukuje tornádo) alebo extrémnych krupobití. V rámci tylového zostupného prúdu sa môžu vyskytovať intenzívne nárazy vetra, hlavne v prípade, že ide o zrážkovo efektívnu supercelu (t.j. týlový zostupný prúd je zaplnený zrážkami). Kombinácia výrazného vetra a silného krupobitia v rámci danej časti búrky môže tvoriť veľmi nebezpečnú kombináciu. Tvoria sa v labilných prostrediach s výrazným strihom vetra v rámci troposféry (Brooks-Doswell-Cooper, 1994) alebo s nápadným stáčaním vetra v jej nižších hladinách (a teda vysokými hodnotami helicity vzhľadom na pohyb búrky). Pre dlhotrvajúce a výrazné supercelulárne búrky je príznačný výrazný strih vetra (okolo 25 m/s v hladine 0-6 km) s tým, že strih vetra je rozložený do značnej časti troposféry (t.j. siaha až do vrchných hladín) – z tohto pohľadu je zabezpečená ventilácia výstupného prúdu v jej stredných a vrchných častiach búrky od zrážok. 15 m/s je uvádzané ako hraničná hodnota, avšak supercely sa môžu bežne vyskytovať aj v takýchto hodnotách ak je v prostredí výrazná helicita alebo búrka užíva helicitu (vzhľadom na pohyb búrky), ktorá je vytvorená pozdĺž určitého rozhrania (napr. čiara konvergencie/front). Hraničná hodnota helicity je uvádzaná ako 150 m²/s² (alebo J/kg) pre slabé mezocyklóny, výrazné mezocyklóny sa z hľadiska helicity tvoria vo vyšších hodnotách ako 300 m²/s². Z hľadiska významu oboch veličín však väčšiu rolu hraje samotný strih vetra ako helicita (podľa literatúry -), naviac situácií s vysokou helicitou je v našich podmienkach (z nepríliš dlhej osobnej skúsenosti autora) výrazne menej ako so strihom vetra. Supercely môžu pretrvať až niekoľko hodín a aj z tohto pohľadu dokážu produkovať dlhý pás škôd spôsobených doprovodnými javmi. Mezocyklóna v rámci búrky dokáže výrazne zosilniť výstupný prúd a podľa literatúry dokáže pridať až okolo 100% z pôvodnej rýchlosti rezultujúcej z uvoľnenia konvektívnej potenciálnej energie. Maximálne zmerané rýchlosti výstupného prúdu v supercele dosiahli viacej ako 50 m/s.

Obr. 16 3-D štruktúra a prúdenie v rámci supercely. Ružovými šípkami je naznačený vtok vlhkého a teplého vzduchu do búrky a výstupné prúdenie.

Žlté šípky naznačujú pozdĺžnu vorticitu (streamwise vorticity), zelené šípky cyklonálnu a modré anticyklonálnu rotáciu. Prebrané z Klemp (1987), upravené podľa ZAMG(2010b).

Obr. 17 Koncepčný idealizovaný 3-D model štruktúry supercely z pohľadu radarových meraní. Všimnime si hlavne územia zníženej odrazivosti v centre výstupného prúdu,

obklopeného vyššími odrazivosťami (tzv. Bounded Weak Echo Region – BWER) a tiež zahnutej odrazivosti v tvare háku, resp. obličky v nižších hladinách (1 a 4 km). Upravené podľa Řezáčová et al. (2007).

Obsah

3 INICiačný faktor

Vyššie sme si už uvádzali, že iniciačný faktor pre búrky prichádza v dvoch rovinách. Prvým je eliminovanie, respektíve zmierňovanie „zádržnej vrstvy“ CIN a druhým momentom je iniciácia samotnej bubliny vzduchu. Na to, aby sa spustil samovoľný vývoj búrky, je potrebné, aby sa „bublina“ dopravila do HVK (Hladiny voľnej konvekcie). HVK však často neleží súbežne s VKH (Výstupnou kondenzačnou hladinou) a preto je treba, aby dokázal inicializačný faktor prekonať „zádržnú vrstvu“, ktorá je vyjadrená určitou hodnotou CIN. Grafická reprezentácia CIN na aerologickom diagrame už bola uvedená vyššie na Obr. 2. Hodnota CIN (v J/kg) reprezentuje zhruba negatívnu vztlakovú energiu, ktorú musí inicializačný faktor prekonať, aby sa stala stúpajúca bublina vzduchu labilnou. Je preto významným predpovedným faktorom, hlavne vo vzťahu, či a v akom počte sa budú búrky vyvíjať.

Pri veľmi nízkych hodnotách CIN (respektíve nulových) – do -50 J/kg je iniciácia konvekcie jednoduchšia, pričom iniciovať stúpajúcu bublinu vzduchu môžu aj lokálne, málo mohutné cirkulácie, vyvolané napríklad orografiou (prúdenie ponad prekážku, po prípade vznik anabatických cirkulácií vďaka výraznejšej insolácii na slnku exponovaných svahoch) alebo rozdielnym prehrievaním plôch nad určitým územím. Tu samozrejme ide o to, aby zároveň bola aj nízko položená HVK a teda prípad s ľahkou iniciáciou búrok spadá často pod situácií s výraznejšou relatívnou vlhkosťou v spodných hladinách troposféry. Búrky často vznikajú chaoticky, náhodne, spočiatku hlavne v horských oblastiach. Ich pokrytie územia prudko vzrastá, pričom si navzájom „konkurujú“. Konkurencia búrok spočíva hlavne v tom, že sa bunky môžu pripravovať o zdroj instabilnej vzduchovej hmoty. Toto môže byť vyvolané napríklad prechodom výtoku chladného vzduchu z okolitých búrok popod výstupný prúd vznikajúcej alebo zosilujúcej bunky. Kovadliny búrok môžu taktiež vyvolať tienením ochladenie – stabilizáciu ovzdušia a podobný efekt sa docieli aj vypadávaním zrážok do dráhy druhej bunky.

Pri stredných hodnotách CIN, od -50 do -100 J/kg, je už potrebná výrazná cirkulácia na prekonanie zádržnej vrstvy a v tomto prípade sa búrky často tvoria v náväznosti na rôzne rozhrania a tlakové útvary, akými bývajú napríklad frontálne systémy, lokálne tlakové níže, brázdy nižšieho tlaku vzduchu či línie konvergencie. Práve na takéto línie konvergencie sa viaže prvotný vývoj búrok a preto pravidelná analýza smerov vetra v rámci staničných sietí často pomáha pri predpovedi, kde nastane prvotný vývoj búrok. Následne môže vývoj prebiehať aj vďaka konvergencii na čele výtoku studeného vzduchu v búrke. Čelo „gust-frontu“, teda studeného výtoku vzduchu v búrke je tiež častým miestom, kde prebieha vývoj nových buniek a to hlavne v prípade, že je v spodných vrstvách troposféry prítomný aspoň nejaký strih vetra, alebo keď sa HVK nachádza na úrovni výtoku. Preto aj sledovanie rozhraní medzi okolitým prostredím a výtokom môže napomôcť pri posudzovaní vývoja nových búrok.

Pri vysokých hodnotách CIN nad -100 J/kg vývoj prebieha viac menej len na významných rozhraniach, akými sú fronty alebo veľmi dobre vyjadrené línie konvergencie. V rámci týchto hodnôt väčšinou sprvu vždy dochádza k vývoju ojedinelých búrok, ktorých pokrytie môže postupom času stúpať ako vzájomne interagujú. Pri takýchto hodnotách sa búrky len zriedkakedy vytvárajú mimo rozhrania a preto je ich sledovanie v tomto prípade veľmi dôležité.

Pri hodnotách CIN nad -200 J/kg je všeobecne iniciácia búrok veľmi náročná a ak vôbec k nej dôjde, je to v rámci silných frontálnych systémov.

Je samozrejme nutné povedať, že hodnoty CIN nie sú časovo ani priestorovo nemenné a je vhodné sledovať faktory, ktoré ku znižovaniu/eliminácii CIN vedú. V prvom rade sú to diabatické procesy v podobe otepľovania meznej vrstvy, po prípade advekcie vlhkosti/evapotranspirácie, ktoré vedú k zvyšovaniu rosných bodov. Žiadúce je tiež ochladzovanie v stredných a vyšších hladinách, ktoré podmieni zvyšovanie teplotného gradientu a zmenší zádržnú vrstvu. Mimo týchto základných faktorov hrá veľkú rolu aj výstupné prúdenie v rámci synoptického alebo mezo merítka. Výstupné prúdenie totiž labilizuje vrstvu vzduchu a eliminuje zádržnú vrstvu. Toto platí hlavne pre situácie kedy je spodná vrstva dvíhanej parcely vzduchu vlhká, blízka nasýteniu, zatiaľ čo vrchná vrstva zostáva suchá (potenciálna, resp. konvektívna labilita). Aj preto je približovanie výškovej brázdy, či frontu dobrým znakom pre možné zníženie hodnôt CIN. Významným príspevkom môže byť aj dýzové prúdenie, ktoré ovplyvňuje cirkuláciu aj v nižších hladinách. Všeobecne povedané, v rámci cyklonálne stočeného dýzového prúdenia sa divergencia (a následne aj vzostupné pohyby) sústreďuje na výstupnú („Exit“) časť dýzového prúdenia, v prípade priameho smeru je pozorované na jeho pravej vstupnej („Right Entrance“) a ľavej výstupnej časti („Left Exit“) – viz obr. 18. Divergencia v rámci týchto sektorov vyvolá v rámci „zachovania kontinuity“ konvergenciu a výstupné prúdenie v nižších hladinách. V prípade výraznej divergencie v dýzovom prúdení je často výstupné prúdenie silné a vyvoláva cyklogenézu v nižších hladinách – v tomto prípade nedochádza len k umožneniu iniciácie búrok eliminovaním zádržnej vrstvy ale zároveň aj k príprave vhodnejšieho prostredia na búrky – cyklogenéza podmieni stáčanie vetra (hlavne na prednej strane cyklóny smerom do nej) a tak môže zvýrazniť existujúci strih vetra.

Obr. 18 Koncepčný model ageostrofických zložiek prúdenia v rámci jadra jet-streamu.

Vidno, že v pravej vstupnej a ľavej výstupnej časti dochádza k divergencii

a teda následne k podpore konvergencie a výstupného prúdenia v nižších hladinách.

Prevziate zo ZAMG (2011).

Predpoveď vplyvov stredných a vchných vrstiev troposféry možno robiť aj cez polia „Advekcie pozitívnej vorticity“ (t.j. kvantifikovaná veličina zvyšovania „cyklonality“ daného prostredia) v kombinácii s teplou advekciou v nižších hladinách. V modeloch sa často uvádza pod anglickou skratkou PVA (Positive Vorticity Advection). Spojenie oboch nad daným miestom často vyvoláva vzostupné prúdenie. V rámci vyšších hladín troposféry sa často sleduje buď divergencia (kvantifikácia divergencie hlavne na úrovni jednotlivých sektorov dýzového prúdenia) alebo „Potenciálna vorticita“ (vorticita s ohľadom na vrstvu vzduchu s určitou potenciálnou teplotou), po anglicky PV – Potential Vorticity. Potenciálna vorticita sa často tiež prejavuje v rámci dýzových prúdení, v tyle ktorých vniká do troposféry stratosférický vzduch, ktorý má vysoké hodnoty tejto veličiny. Výrazná potenciálna vorticita tiež často indukuje cyklogenézu v nižších hladinách a preto sledovanie regiónov s výrazným gradientom veličiny môže tiež dopomôcť pri predpovedi miest, kde je pravdepodobnosť tvorby búrky zvýšená. Vpády suchého vzduchu v tyle dýzových prúdení možno dobre sledovať na družicových produktoch pracujúcich s kanálmi, ktoré detekujú vodnú paru. Z kompozitných produktov je to napríklad „Airmass“, kde je takýto vpád doprevádzaný charakteristickou oranžovo-červenou farbou. Pomimo indukcie cyklo/fronto-genézy môže vpád suchého vzduchu do stredných hladín troposféry zvýšiť potenciál na generovanie potenciálnej instability.

CIN je významná veličina aj vo vzťahu k intenzite búrok a to napriek tomu, že na ňu nemá priamy dopad. Ako bolo vyššie uvedené, pri nevýrazných/nulových hodnotách CIN je často vývoj búrok pomerne rýchly, chaotický a viazaný na rôzne lokality. Tento fakt môže byť „negatívny“ pre intenzívne javy z 2 dôvodov:

1/ Chaotický a rozsiahly rozvoj búrok ich stavia do vzájomnej „konkurencie“ a znižuje šancu na rozvoj silnej, dominantnej bunky

2/ Instabilita je uvoľňovaná rýchlo, pričom sa „neakumuluje“ pod zádržnou vrstvou. Hodnoty CAPE tak zďaleka nemusia dosahovať teoretického maxima pri maximálnom prehriatí/evapotranspirácii, pretože rozvoj buniek začne „príliš“ skoro.

Pozor!, aj pri nulových hodnotách CIN je stále potrebný faktor, ktorý dopraví bublinu vzduchu do jej HVK a preto nulová CIN ≠ automatický rozvoj búrok. Ide o to, že v takýchto podmienkach sú nároky na „externý faktor“ pomerne nízke.

„Iniciačný faktor“ má popri strihu vetra takisto často veľmi dôležitú rolu pri formovaní morfológie búrky. Jednotlivé faktory spočívajú v druhu iniciačného elementu, jeho rozsahu, pohybu a relatívnom prúdení vzhľadom na iniciačný element. V prípade, že je výstupné prúdenie silné, rozsiahle a zároveň vektor jeho postupu je približný vektoru prevládajúceho prúdenia v rámci troposféry dochádza často k rýchlemu rozvoju rozľahlého lineárneho systému búrok. Dôvodom je to, že bunky pretrvávajú neustále na čele rozhrania, kde je výstupné prúdenie a ich pokrytie veľmi rýchlo vzrastá. Takáto situácia je pozorovaná hlavne na rýchlo postupujúcich studených frontoch, ktoré sú často spájané s kvazilineárnymi konvektívnymi systémami. Dominanciu formy komplexu búrok nad izolovanými bunkami taktiež pozorujeme v prípadoch, kedy je prúdenie viac-menej paralelné na rozhranie a zrážkové jadrá buniek s výtokmi studeného vzduchu sa následne rýchlo zlievajú do jedného komplexu.

Naopak, pokiaľ napríklad na stacionárnej línii konvergencie dochádza k iniciácii buniek, ktoré sú prevládajúcim prúdením následne presúvané mimo líniu a výstupné prúdenie na línii je naviac orientované do niekoľkých izolovaných lokalít, búrky budú mať viacej tendenciu zostať vo forme separovaných búrok. Bluestein v jednej zo svojich prác označil relatívne prúdenie pod uhlom okolo 45° na rozhranie ako najvhodnejšie pre udržanie izolovaných búrok. Takto je vidieť, že pri posudzovaní morfológie búrok je nutné posudzovať tak strih vetra, ako aj formu inicializačného faktoru.

Obsah

4 Doprovodné javy búrok

4.1 Krúpy

„Guľové, kužeľovité alebo i nepravidelné kusy ľadu o priemere väčšom ako 5 mm“ (Kolektív, 1993). Vznikajú v rámci búrkového oblaku a v určitých prípadoch môžu spôsobiť značné materiálne škody, hlavne na poľnohospodárskych plodinách. Ničivosť krupobitia závisí na veľkosti krúp, ktoré vypadávajú, ich množstve a napríklad aj na fakte, či sú hnané výrazným vetrom. Krúpy sa tvoria v okolí alebo priamo v rámci výstupného prúdu tzv. suchým alebo vlhkým rastom na zárodkoch krúp, akými môžu byť zmrznuté kvapôčky vody alebo kryštáliky ľadu (Řezáčová et al., 2007). Pri vlhkom raste sa na krúpu zachytávajú prechladené oblačné kvapôčky alebo kvapky dažďa, pričom voda namŕza na krúpu len pomaly a postupne, čím sa stačia uvoľňovať bubliny vzduchu a ľad je číry, priehľadný. Pri suchom raste kvapôčky mrznú na povrchu krúpy okamžite, pričom tvoriaci sa ľad je matný. Krúpy zväčša rastú v zóne oblaku, kde sa nachádza množstvo prechladených vodných kvapôčok, literatúra uvádza najčastejšie zónu medzi -10 a -30°C. Pre rast krúpy je veľmi dôležité, aby existovali zárodky ľadových častíc, ktoré môžu vznikať spontánnym zámrzom kvapôčok, po prípade čiastočky pochádzajú z iného zdroja (napríklad vedľajšieho b. oblaku a podobne).

Krúpy pre svoj rast vyžadujú vysoký obsah vody v oblaku, výrazný a trvácny výstupný prúd na udržanie krúpy vo vzduchu, hlavne v oblasti oblaku s prechladenou vodou, približne -10 až -30°C (Groenemeijer-Punkka-Teittinen, 2010) a vhodnú trajektóriu oblakom, aby sa krúpa nedostala do zostupného prúdu a nevypadla predčasne. Trajektória je u krúp mimoriadne dôležitá – napríklad ak sa krúpa začne vytvárať priamo vo výraznom výstupnom prúde, krátky pobyt v ňom daný veľkou vertikálnou rýchlosťou rast krúpy neumožní. Naopak recyklácia zárodkov krúp na perifériu výstupného prúdu a pomalý „horizontálny“ pohyb smerom do vyšších rýchlostí ako postupne krúpa rastie ľahšie zabezpečí potrebný rast. Vhodné trajektórie sa viažu hlavne na multicelulárne búrky (kde môžu krúpy postupovať cez jednotlivé pulzy výstupných prúdov) alebo supercelulárne búrky (kde existuje stabilný a mohutný výstupný prúd). Šampiónmi v produkcii krúp sú hybridné supercelulárne búrky, ktoré obsahujú viacero výrazných výstupných prúdov vedľa seba a umožňujú výbornú trajektóriu krúpy cez ich veľký objem výstupných prúdov.

Významným faktorom môže byť pre menšie krúpy aj výška nulovej izotermy, v náväznosti na fakt, že pri vysoko položenej nulovej izoterme sa krúpa pri páde k zemi roztopí. V rámci zachytenia tohto faktoru je vhodnejšou mierou Vlhká nulová teplota, ktorá odzrkadľuje faktor odparovania zrážok v zostupnom prúde. Vhodné podmienky na rast (veľkých) krúp sú teda pri výrazne labilnom (labilita by mala byť koncentrovaná hlavne do prechladených častí b. oblaku) ovzduší a v rámci dobre organizovaných búrok (pri výraznom strihu vetra), hlavne superciel s veľkým množstvom vlhkosti v spodnej troposfére. (Knight-Knight, 2001). V takomto prípade sa môžu vyskytnúť obrie krúpy s priemerom nad 5 cm (rekord v rámci Českej republiky je 12 cm, svetový momentálne okolo 20 cm). Mikrofyzika oblaku môže mať tiež rozhodujúci vplyv pre rast krúpy, avšak tento faktor sa nedá odzrkadliť v súčasných možnostiach numerických predpovedných simulácií. Čiastočne sa však dá zachytiť vo vertikálnom profile lability – ak je labilita koncentrovaná do nižších, „teplých“ hladín búrkového oblaku, budú prevládať teplé zrážkotvorné procesy a na rast krúpy veľa energie a ani vlhkosti nezostane. Na druhú stranu, ak bude labilita koncentrovaná do vyšších, chladnejších partií búrky, vývoj zrážok sa bude diať primárne v tejto oblasti.

Obr. 19 Význam trajektórie pre rast krúp v rámci modelovej búrky. V prípade, že sa embryo krúpy dostane priamo do osi výstupného prúdu,

je často rýchlo transportované do vrchnej časti bez výrazného rastu. Naopak ak embryo sprvu rastie na periférii výstupného prúdu a prechádza horizontálne cez os výstupného prúdu ako postupne zvyšuje hmotnosť (a teda nie je rýchlo vynesené do kovadliny) a priberá prechladenú vodu. Takýto idealizovaný rast veľkej krúpy je znázornený číselne podľa fáz od 1 do 3.

Obsah

4.2 Nárazy vetra

V rámci tejto sekcie predstavíme prejavy tzv. priamočiareho vetra v búrkach (zatiaľ teda vylúčime tornáda). Tie vznikajú dvoma výrazne odlišnými spôsobmi, ktoré sa v niektorých prípadoch môžu prejavovať vzájomne. Všeobecne sa nárazy vetra v rámci búrky typicky viažu na zostupné prúdy v rámci búrky. Zostupné prúdenie v búrke môže byť indukované viacerými spôsobmi – základným prvkom je zrejme premiešavanie s okolným suchým vzduchom, ktorý odparuje zrážkové a oblačné častice, čo spotrebúva skupenské teplo. Významnú úlohu hrá aj tiaž zrážok. Padajúce zrážky v rámci slabnúceho výstupného prúdu so sebou strhávajú aj vzduch a môžu tak zostupný prúd iniciovať. Významný podiel na nárazoch vetra v rámci búrky majú tzv. downbursty (prepady studeného vzduchu). V rámci nich dochádza k nárazu silného zostupného prúdu na zemský povrch, pričom sa prudko zvyšuje tlak a v rámci vznikajúceho gradientu vzniká prudký radiálny vietor, ktorý rozpína studený vzduch do strán (Obr.22), po prípade v smere prevládajúceho vetra. Akcelerácia zostupného prúdu k zemi a tvorba downburstu závisí hlavne na tzv. negatívnej vztlakovej sile zostupného prúdu, t.j. ako veľmi je „chladnejší“ od okolitého prostredia. Maximálne zaznamenané nárazy vetra v downburstoch presiahli 50 m/s. Podľa rozsahu sa delia downbursty na

1/ Microburst-y, s rozsahom do 4 km v hlavnej osi pôsobenia vetra

2/ Macrobursty, s rozsahom nad 4 km v hlavnej osi pôsobenia vetra

V princípe rozoznávame dva typy downburstov a to podľa spôsobu genézy a intenzity zrážok, ktoré downburst doprevádzajú. Suchá varianta downburstu (dry microburst) sa tvorí v rámci u nás pomerne zriedkavých podmienok, charakterizovaných veľmi vysoko položenou základňou b. oblakov (často nad 3 km), pod ktorou sa nachádza suchá vzduchová hmota s výrazným teplotným gradientom. Typická je výrazne premiešaná a vysoká mezná vrstva atmosféry s gradientom blízkym sucho-adiabatickému. Princíp fungovania suchého microburstu spočíva vo vyparovaní zrážok (hlavne drobnejších kvapiek), ktoré spadnú do suchého vzduchu pod základňou. V určitých prípadoch sa stihnú všetky zrážky vypariť a downburst nedoprevádzajú žiadne zrážky. Predpoveď suchého microburstu môže byť pomerne prekérna, pretože nevyžaduje silné výstupné prúdy ani dobrú organizáciu búrok, naopak, v USA takéto downbursty zaznamenali zo „slabých prehánok“. Vychádzať by sa malo preto z existencie veľmi suchej vzduchovej hmoty pod vysoko položenou základňou b. oblaku. V rámci aerologického diagramu sa takáto konfigurácia často prejaví ako „obrátené V“ resp. Inverted-V krivky teploty a rosného bodu v spodných vrstvách troposféry (obr. 20).

Obr. 20 Typický vzhľad Inverted-V profilu, ktorý bol v daný deň v rámci Popradu nasledovaný výrazným downburstom. Stanica Poprad-letisko zaznamenala náraz vetra 37 m/s.

Druhým typom je „mokrý downburst“, pri ktorom zaznamenávame prudké zrážky. Tvorí sa v odlišných situáciách ako suchý a je charakterizovaný vyvýšenou vrstvou suchého vzduchu, v súčinnosti s výrazným teplotným gradientom v jej hladinách (často na úrovni stredných partií búrky). Mokrý downburst je často iniciovaný premiešavaním suchého vzduchu s búrkou a naviac je umocňovaný veľkou tiažou zrážok. V rámci tohto downburstu preto zohráva rolu aj výrazný výstupný prúd, ktorý dovolí vzniknúť výrazným zrážkam v rámci oblaku. Simulácie ukázali, že najväčším príspevkom k tomuto downburstu je často skupenské teplo, ktoré sa spotrebúva pri topení krúp. Vhodnými prostrediami pre mokré downbursty sú vysoká CAPE, obsah vlkosti, suchá vrstva vzduchu kombinovaná s výrazným teplotným gradientom v stredných hladinách búrky.

V rámci USA boli vymedzené dva pomerne významné indexy, ktoré sa zaoberajú predpoveďou takýchto downburstov. V prvom rade je to D-CAPE (downdraft CAPE), respektíve negatívna energia, ktorá sa spotrebuje v rámci vzniku zostupného prúdu na skupenské premeny a tým ho akceleruje k zemi. Maximálna teoretická rýchlosť zostupného prúdu sa pritom vyráta podobne ako pri indexe CAPE. DCAPE na aerologickom diagrame je vedený z hladiny kondenzácie vrstvy, ktorá má do určitej hladiny (často sa berie spodných 300 hPa) najnižšiu ekvivalentnú-potenciálnu teplotu. Príklad výpočtu a znázornenia na aerologickom diagrame možno nájsť nižšie (obr. 21).

Obr. 21 Výpočet D-CAPE

Vezmime si vyššie uvedený, už známy aerologický výstup z Prahy 23.7.2009. Ekvivalentnú potenciálnu teplotu získame tak, že vedieme zvolenú parcelu vzduchu do jej hladiny kondenzácie (intersekcia medzi suchou-adiabatou a čiarou konštantného zmiešavacieho pomeru) a z tejto hladiny vedieme nasýtenú adiabatu do 1000 hPa (pomerne zjednodušený proces) a odčítame teplotu. Predpokladajme, že vedením nasýtenej adiabaty dokážeme simulovať teplotné podmienky v našom zostupnom prúde. V taktom prípade, ak dosiahne zemský povrch, mal by mať teplotu okolo 17°C. Je to vysoký teplotný rozdiel, oproti 30°C, ktoré sú pozorované pri sondáži. Je to vidno aj na pomerne veľkej ploche „potenciálnej konvektívnej energie pre zostupný prúd“ (DCAPE), ktorá je znázornená hnedou farbou. V reálnych pozorovaniach sa po silnej búrke v Prahe ochladilo na 19,6°C, takže vidíme, že skutočne ide len o priblíženie. Napriek tejto odchýlke sa skutočne vyskytli intenzívne nárazy vetra a veľké škody vetrom v Čechách. Potenciál na downbursty ukazuje v rámci danej sondáže aj suchá vrstva vzduchu od 800 do 600 hPa kombinovaná s výrazným teplotným gradientom. Z praxe autora sa však v našich podmienkach málokedy vyskytujú situácie s vysokými hodnotami DCAPE (nad 500 J/kg), aj keď v rámci vyššie uvedenej situácie dosiahla až 600 J/kg. V prípade sondáže z Popradu, kedy bol zaznamenaný silný downburst, dosiahol index DCAPE až cez 1200 J/kg.

Ďalším indexom je rozdiel medzi ekvivalentnou potenciálnou teplotou na začiatku výstupu a medzi vrstvou s najnižšou hodnotou tejto veličiny v spodných 300 hPa. V rámci dvoch nami uvedených situácií pre sondáž z Popradu dosiahol rozdiel tých teplôt 15,3 K a pre Prahu až 27,9 K. Hodnoty nad 12 K sú brané ako hraničné, nad 20 K ako už výrazné. Opätovne však musím povedať, že výrazné nárazy vetra v búrkach sa v našich podmienkach často vyskytujú v oveľa nevýraznejších hodnotách daných indexov, ktoré majú reprezentovať výraznosť zostupných prúdov.

Významným mechanizmom sú prepady studeného vzduchu (downbursty), ktoré sú spojené s prudkou akceleráciou zostupného prúdu k zemi a jeho následnej expanzie do strán pri zemskom povrchu (Markowski-Richardson, 2010 alebo Řezáčová et al., 2007), viz obr. 22. Takáto akcelerácia je vyvolaná ochladzovaním zostupného prúdu buď vyparovaním zrážok alebo ich topením. Wakimoto (2001) napr. uvádza topenie krúp ako jeden z najväčších príspevkov k negatívnej energii zostupného prúdu. Mierou „negatívnej“ energie zostupného prúdu je D-CAPE (Downdraft CAPE), viz napr (Markowski-Richardson, 2010). Podľa rozsahu zasiahnutého územia delíme downbursty na A/ microbursty a B/ macrobursty (Wakimoto, 2001). Pre downbursty je príznačný výrazne divergujúci vietor a škody často lokálneho charakteru. Rýchlosť vetra v nárazoch pritom môže dosahovať až 50 m/s. Ako vhodné podmienky na downbursty uvádzajú autori (napr. Wakimoto, 2001) často vrstvu suchého vzduchu pod vysoko položenou základňou búrkového oblaku alebo aj vťahovanie suchého vzduchu v stredných hladinách búrky.

Obr. 22 Jednotlivé štádia downburstu.

Adaptované a upravené podľa Advanced Spotter´s Field Guide (2010).

Významným producentom intenzívnych nárazov vetra sú kvazilineárne konvektívne systémy („squall lines“), hlavne vo forme tzv. oblúkového echa (bow-echo). Vytvárajú výrazné cirkulácie, napríklad prúd vzduchu z tylovej do prednej časti (rear inflow jet). Weisman(2001) uvádza, že práve „rear inflow jet“ je veľmi významný z hľadiska stabilizácie búrkového systému a udržania výstupného prúdu vo vertikálnej polohe. V takom prípade tento prúd vzduchu postupuje až k prednej časti búrky, kde prudko zostupuje k zemi a prispieva k intenzívnym nárazom vetra (obr. 23). Zároveň vytláča prednú časť búrky smerom dopredu a dodáva tak na odrazivosti búrke charakteristický tvar oblúka. „Sila“ tohto prúdu vzduchu závisí od miery organizácie, stability búrky, výraznosti výstupného prúdu a takisto aj od vlhkostných podmienok na jeho úrovni. V suchšom prostredí dochádza k väčšiemu výparu zrážok pri prieniku prúdenia do stratiformnej časti búrky a tak aj následne výraznejšiemu zostupnému prúdeniu. Mimo dosadajúceho prúdu vzduchu z tylovej časti búrky sa na prednej strane postupujúcej búrky môžu tvoriť miso až mezomerítkové cirkulácie, ktoré nárazy lokálne zosilnia. Cirkulácie ovplyvňujú vzhľad odrazivosti búrky na radare a jej typický charakter v tomto prípade je ilustrovaný na Obr. 23 a označuje sa ako „Line-Echo Wave Pattern“ – respektíve zvlnená lineárna odrazivosť.

Obr. 23 Vertikálny prierez cez bow-echo s naznačenou vertikálnou cirkuláciou. Symbol studeného frontu značí čelo výtoku studeného vzduchu a šrafované oblasti značia riziko silných nárazov vetra – jednak na prednej časti bow-echa, v rámci dosadajúceho rear inflow jet-u a tiež v rámci oblasti nízkeho tlaku vzduchu, generujúcej rotáciu (červená oblasť) – táto oblasť sa označuje ako misocyklóna. Prevziate z Trapp a Weisman (2005).

Predpoveď silných kvazilineárnych systémov s intenzívnymi nárazmi vetra je pomerne náročná, avšak ako sme naznačili už vyššie, ich pravdepodobnosť stúpa so zvyšovaním lability prostredia a takisto strihu vetra. V rámci strihu vetra numerické simulácie a aj štatistické spracovania ukázali preferenciu výrazného strihu vetra hlavne v nižších hladinách troposféry, so slabším relatívnym prúdením vo vyšších hladinách. Vývoj systému tiež môže značne záležať na vlhkostných podmienkach v rámci troposféry a často sú nárazy vetra umocňované prítomnosťou suchej vrstvy v stredných alebo nižších hladinách troposféry. Kvazilineárne systémy sa formujú často v záverečných štádiách búrkovej aktivity, kedy sa výtoky studeného vzduchu jednotlivých búrok postupne spájajú a výtok mohutnie. Ako sme ukázali pri Corfidiho metóde, pohyb búrky vyvolaný akceleráciou „výtoku“ smerom dopredu môže búrku značne urýchliť a to nad teoreticky vypočítanú rýchlosť z prevládajúceho prúdenia v troposfére. Nezriedka postupujú rýchlosťou nad 20 m/s. Z pohľadu radaru najvýraznejšie nárazy vetra prichádzajú so štádiom, kedy sa búrka „vydúva“ do tvaru oblúka a preto je pomerne dôležité monitorovať toto štádium. Intenzívne nárazy vetra pokračujú aj vo fáze „oblúka“ (bow-echa). Lineárny systém zoslabne, keď vojde nad územie s menej vhodnými podmienkami alebo v prípade, že výtok studeného vzduchu dokáže búrku „predbehnúť“, čím jej v konečnom dôsledku často odreže prístup od vtoku teplého, vlhkého vzduchu.

V supercelách sa prudké nárazy vetra vyskytujú hlavne pri zosilnení mezocyklóny v nižších hladinách alebo pôsobením výrazného tylového zostupného prúdu, viz napr. Brooks-Doswell (1993). Hlavne zrážkovo významné supercely tvoriace sa v prostredí so slabým relatívnym vetrom vo vyšších hladinách majú tendenciu k rozvoju do lineárnych systémov a v rámci „tylového zostupného prúdu“ sa vytvára oblúkový odraz v rámci búrky. Tylový zostupný prúd potom dosadaním na zem pôsobí intenzívne nárazy vetra tak, ako je to v rámci tradičného „bow-echa“.

Hlavne v rámci zimných situácií pozorujeme ďalší faktor a to je prenos hybnosti z vyšších hladín do nižších a to najmä v zostupných prúdoch konvektívnych buniek. Tento proces sa zrejme významne uplatnil pri extrémnych nárazoch vetra v rámci cyklón Kyrill a Emma. Proces je mimoriadne efektívny hlavne pri rozvoji kvazilineárnych systémov, kedy prenos hybnosti zabezpečuje týlový vtok vzduchu (rear inflow jet), ktorý v prednej časti sklesáva dolu.

V prípade výrazných kvazilineárnych systémov môže byť rozsah škôd značný, rozprestretých po dĺžke až stoviek km. Takéto výrazné konvektívne indukované veterné búrky sa nazývajú derecho, kritériá možno nájsť v práci Johns-Hirt, 1987. Derecho väčšinou tvorí jedno alebo séria „oblúkových“ odrazivostí (bow-echoes), po prípade zvlnená lineárna zvlnená šturktúra s viacerými oblúkmi (Line-Echo Wave Patter – LEWP). Na rozdiel od individuálnych downburstov môžu pôsobiť rovnako závažné škody na oveľa väčšom území a preto je predpoveď intenzívnych lineárnych konvektívnych systémov pomerne dôležitá.

Obsah

4.3 Tornáda

Tornádo je prudko rotujúci stĺpec vzduchu, schopný spôsobiť škody a s rozsahom cirkulácie od zeme aspoň k základni materského oblaku (definície však dodnes nie sú jednotné, viz napríklad online essay Doswella, 2001b). Škody spôsobené tornádom sú často veľmi lokalizované a premenlivé, šírka dráhy tornáda dosahuje desiatky až stovky metrov, jej dĺžka kilometre, len zriedkavo desiatky kilometrov. Okamžitá rýchlosť vetra môže byť veľmi vysoká (Bluestein, 1993),v rádovo desiatkach m/s, výnimočne nad 100 m/s. Tornádo tvorí buď jeden alebo niekoľko vírov naraz rotujúcich okolo spoločného centra.

Tornáda sa vytvárajú dvoma možnými spôsobmi. Prvý z nich sa viaže na supercelulárne búrky. Podľa Markowski-Richardson, (2010) mezocyklóna interaguje s tylovým zostupným prúdom, pričom sa postupne zintenzívňuje v nižších hladinách troposféry a tento proces môže naštartovať tornádogenézu. Napriek veľkej snahe vedcov a terénnych výskumov (VORTEX, VORTEX 2) stále zostáva otázkou, aký je finálny proces, ktorý vytvorí samotné tornádo. Markowski-Richardson, (2010) uvádza, že vhodným prostredím pre tvorbu tornád je výrazný strih vetra alebo helicita v spodnom kilometri ovzdušia a takisto nízko položená kondenzačná hladina búrkového oblaku. Vorticita vytvorená na rozhraní tylového zostupného prúdu, v kombinácii s vorticitou prostredia v najnižších hladinách a v prípade, že tylový zostupný prúd nie je príliš suchý ani chladný (teda má podobnú ekvivalentú potenciálnu teplotu ako okolité prostredie) môžu viesť k vytvoreniu tornáda. Jednotlivé práce ukázali, že práve interakcia zostupného prúdu s mezocyklónou v nižších hladinách je kľúčovým bodom a preto sú jeho vlastnosti mimoriadne dôležité. Z hľadiska bežne využívaných parametrov pre predikciu tornád sa užíva strih vetra v hladine 0-1 km (hraničné hodnoty okolo 10 m/s), helicita v 0-1 km (nad 150 J/kg) a nízko položená VKH (najlepšie do 1000 m nad zemou). Tornáda často vznikajú pri prechode supercely nad rôznymi rozhraniami, kde je zvýšená miera vorticity a v takomto prípade sa môžu vyskytnúť aj mimo územia s vhodnými hodnotami indexov. Americká „Storm Prediction Center“ vyvinula špeciálny index na predpoveď tornád (Significant Tornado Parameter) s nasledujúcim výpočtom:

STP =

Druhou možnosťou (Doswell-Burgess, 1993) je vytváranie tornáda z lokálnej (misomerítkovej cirkulácie), ktorá je vertikálne naťahovaná výstupným prúdom pod konvektívnym oblakom. Cirkulácia sa teda buduje od povrchu zeme smerom hore. Predpoveď takýchto tornád je takmer nemožná, hlavne z toho pohľadu, že sa viažu na lokálne cirkulácie, ktoré numerická predpoveď nedokáže zohľadniť. Často sa však viažu na situácie s výraznou labilitou alebo silným teplotným gradientom v spodných hladinách troposféry (napr. vysoká CAPE v spodných 3 km).

Obsah

4.4 Prívalové zrážky

Následky prívalových zrážok, tzv. bleskové povodne tvoria veľké škody na majetku a aj straty na životoch (povodne z roku 1998, 2002 alebo 2009). Úhrn zrážok z búrky možno rozdeliť na súčin A/ intenzity zrážok a ich B/ trvania.

Intenzita dažďa môže byť obrovská, krátkodobo dosahujúc až nad 400 mm/h. V búrkach je pritom intenzita zrážok ovplyvnená samozrejme hlavne obsahom vlhkosti, ktorá sa dostane do výstupného prúdu a tiež na sile výstupného prúdu. Pozor však, prívalové zrážky sa často neviažu na príliš labilné situácie, keďže príliš silný výstupný prúd môže zabraňovať prudkému rastu častíc v oblaku a „vystreľuje“ ich smerom do kovadliny, odkiaľ sú ľahko ventilované mimo hlavné zrážkové pásmo. Intenzita zrážok, ktoré následne spadnú na zem sú významne ovplyvnené aj „zrážkovou efektivitou“ (Doswell-Brooks-Maddox, 1996). Zrážková efektivita vyjadruje pomer zrážkovej vody, ktorá sa vytvorí v oblaku a zrážkovej vody, ktorá sa dostane na zemský povrch. Efektiva je vysoká hlavne v prípade, že strih vetra v okolitom prostredí búrky je pomerne nevýrazný a relatívna vlhkosť v spodných a stredných hladinách troposféry vysoká, respektíve základňa je veľmi nízko položená tak, aby sa minimalizoval výpar zrážok.

Dĺžka trvania zrážok je závislá na rýchlosti pohybu búrkovej bunky nad miestom, rozlohou prípadného systému a tiež spôsobe postupu systému nad konkrétnu lokalitu. Vzťah konfigurácie systému a relatívneho prúdenia naň je vyobrazený na obr. 24, prevzatý z Doswell-Brooks-Maddox (1996). Pre výskyt prívalových zrážok môže byť rozhodujúci práve pomalý postup systému nad určitou lokalitou, pričom nad ňou prechádza niekoľko buniek za sebou, tzv. „train effect“. Ako je uvedené vyššie a v práci Corfidiho (2003), „train effect“ spôsobuje často propagácia búrkového systému proti vektoru ťahu samotných buniek. Takýto efekt sa vyskytol aj pri situáciách 22. 7. 1998 a 24. 6. 2009, viz. Šálek (2000) a Kolektív (2010). V určitých prípadoch propagácia systému (spomeňme si že propagácia je pohyb vyvolaný vývojom nových buniek v určitej časti búrky) úplne vyruší ťah buriek (prebieha v presne opačnom smere a s podobnou magnitúdou) a v takom prípade dokonca ostane systém búrok kvazistacionárny. Toto je veľmi nebezpečná konfigurácia pre výskyt prívalových zrážok.

Z hľadiska intenzity zrážok dôležitá, aj keď náročne predpovedateľná, je práve mikrofyzika oblakov. V prípade, že veľká časť búrkového oblaku sa nachádza pod izotermou 0 °C (vyjadrená napríklad hrúbkou oblaku medzi VKH a izotermou 0°C, po prípade pomerom CAPE v tejto úrovni vzhľadom na celkovú hodnotu), môžu v ňom prebiehať aj tzv. „teplé“ zrážkové procesy spojené s koalascenciou, príznačnou pre tropické regióny a spojenou s veľmi vysokými intenzitami zrážok. V niekoľkých prácach v rámci USA označili ako prívalové zrážky produkujúce tie, ktoré majú tzv. „nízky-centroid“, respektíve ich najvyššia reflektivita zostáva v spodných hladinách búrky, v oblastiach, kde môžu prebiehať „teplé“ zrážkové procesy. Práve výrazná labilita v spodných partiách búrky a veľká hrúba oblaku medzi jeho základňou a nulovou izotermou môžu viesť ku vzniku „nízkeho-centroidu“. Niektoré z týchto konceptov sú načrtnuté na modelovom aerologickom výstupe (obr. 25)

Obr. 24 Vzťah orientácie prúdenia na systém búrok a sumu pozorovaných zrážok. Celková suma zrážok je vyjadrená v spodných diagramoch zelenou plochou. Modrá až červená farba vyjadrujú vzostupne hodnoty radarovej odrazivosti v systéme. Je vidno, že najväčšia šanca na dlhé trvanie výrazných zrážok vzniká pri situácii, keď je prúdenie orientované viac-menej paralelne na postupujúci búrkový systém, čo vyvolá jeho pomalý postup smerom cez miesto pozorovania (malý kruh v horných diagramoch) a tzv. „train effect“ (prípad d.). Prevzaté a upravené podľa Doswell-Brooks-Maddox (1996).

Obr. 25 Podmienky vhodné k tvorbe prívalových zrážok. Obrázok znázorňuje kompozitnú sondáž prevziatu z práce Schumacher (2010) pre viacero prípadov prívalových zrážok – všimnime si výraznej relatívnej vlhkosti vzduchu v celom profile a taktiež vysoko položenej 0°C izotermy (nad 600 hPa). Na obrázku vpraov vidno typický hodograf, s výraznejším zosilovaním prúdenia len v nižších hladinách. Za následok má táto skutočnosť fakt, že Corfidiho vektor pre „upwind“ – t.j. propagáciu nových buniek v tylovej časti búrky (bod U) leží v strede hodografu a teda búrka s takouto formou bude doslova stáť na mieste.

Obsah