SZEFOSTWO SŁUŻBY HYDROMETEOROLOGICZNEJ SIŁ ZBROJNYCH RP METEOROLOGIA DLA PILOTÓW - PORADNIK

SZEFOSTWO SŁUŻBY HYDROMETEOROLOGICZNEJ SIŁ ZBROJNYCH RP METEOROLOGIA DLA PILOTÓW - PORADNIK WARSZAWA 2011

Spis treści 1. BUDOWA I SKŁAD ATMOSFERY. MASY POWIETRZA NAD EUROPĄ.... 4 1.2. BUDOWA ATMOSFERY.... 4 1.2. ATMOSFERA WZORCOWA (ISA ICAO)... 6 1.3. INWERSJE... 8 1.4. MASY POWIETRZA NAD EUROPĄ... 10 2. CIŚNIENIE ATMOSFERYCZNE, UKŁADY BARYCZNE I FRONTY ATMOSFERYCZNE... 13 2.1. CIŚNIENIE ATMOSFERYCZNE.... 13 2.1.1. JEDNOSKI CIŚNIENIA STOSOWANE W LOTNICTWIE... 14 2.2. UKŁADY BARYCZNE.... 15 2.3. MAPY TOPOGRAFII BARYCZNEJ, DIAGRAM AEROLOGICZNY.... 17 2.4. FRONTY ATMOSFERYCZNE... 21 2.4.1. FRONTY CHŁODNE.... 22 3. CHMURY I ICH RODZAJE.... 32 4. WIATR.... 43 5. NIEBEZPIECZNE ZJAWISKA POGODY.... 53 5.1. ZJAWISKA ZWIĄZANE Z BURZĄ (szkwał, uskok wiatru trąba powietrzna, tornado, grad).... 53 5.1.1. POWSTAWANIE CHMUR Cb I RODZAJE BURZ.... 53 5.1.2. SZKWAŁ, USKOK WIATRU, DOWNBURST.... 58 5.1.3. TRĄBA POWIETRZNA, TORNADO.... 61 5.1.4. WYŁADOWANIA ATMOSFERYCZNE.... 65 5.2. MGŁA.... 69 5.2.1. MGŁA ADWEKCYJNA.... 69 5.2.2. MGŁA RADIACYJNA.... 71 5.2.3. MGŁA FRONTOWA.... 72 5.2.4. INNE RODZAJE MGIEŁ... 73 5.2.5. ZAMGLENIA... 77 5.2.6. INNE ZJAWISKA OGRANICZAJĄCE WIDZIALNOŚĆ.... 77 Strona2

5.3. OBLODZENIE.... 78 5.4. TURBULENCJA... 83 5.5. OPADY I WIDZIALNOŚĆ W OPADACH.... 88 6. LOTNICZE INFORMACJE METEOROLOGICZNE W STANDARDZIE ICAO.. 89 6.1. PROGNOZY OBSZAROWE GAMET... 90 6.2. MAPY ISTOTNYCH ZJAWISK POGODY SIGWX (SIGNIFICANT)... 95 6.3. DEPESZE METAR I TAF.... 110 6.4. DEPESZE SIGMET... 113 6.5. DEPESZE AIRMET... 115 7. WOJSKOWA SŁUŻBA METEOROLOGICZNA.... 117 8. LITERATURA... 125 Niniejsza praca chroniona jest przepisami prawa. Kopiowanie, rozpowszechnianie zarówno w całości jak i w jej części jest zabronione bez zgody autorów lub Szefa SSH SZ RP (Ustawa o prawie autorskim i prawach pokrewnych. z dnia 4 lutego 1994 r. Dz. U. 2000 r. Nr 80 poz. 904) Strona3

1. BUDOWA I SKŁAD ATMOSFERY. MASY POWIETRZA NAD EUROPĄ. Atmosfera ziemska jest powłoką gazową powstałą dzięki przyciąganiu ziemskiemu, które zatrzymuje ucieczkę gazów w przestrzeń kosmiczną. W związku z działaniem siły grawitacji zarówno skład jak i gęstość powietrza atmosferycznego jest różny na poszczególnych wysokościach nad poziomem morza. Wyróżnić można warstwy atmosfery, w których zmianom podlegają procesy fizyczne i chemiczne. 1.2. BUDOWA ATMOSFERY. W obecnym podziale (przyjętym przez Komisję Aerologiczną WMO 1 w 1961 roku) atmosferą podzielono na 6 warstw nazwanych sferami. Pomiędzy poszczególnymi warstwami wydzielono warstwy przejściowe nazwane pauzami (tab. 1). Sfera (pauza) Tab. 1 Budowa atmosfery ziemskiej. Wysokość nad poziomem morza Podstawowe cechy i procesy. (km) TROPOSFERA Dolna Od 0 do 1 2 Średnia Górna Od 1 2 do 4-5 Od 4-5 do 6-17 (w strefie umiarkowanej 11) Warstwa najbardziej zależna od warunków lokalnych i podłoża, w której zachodzą procesy nagrzewania i ochładzania w cyklu dobowym (dzień/noc). Inaczej nazywana warstwą tarciową, którą dzielimy na: turbulencyjną (bliżej powierzchni Ziemi) i przejściową (pomiędzy turbulencyjną a atmosferą swobodną). W tej warstwie tworzą się chmury niskie, gradient temperatury 2 jest zmienny, częste inwersje. W tej części troposfery powstaje lub występuje większość chmur (wszystkie piętra średniego). W związku ze spadkiem temperatury wraz z wysokością wyróżnia się dwa poziomy nasycenia parą wodną: kondensacji w warunkach temperatury dodatniej skrapla się para wodna, chmury są zbudowane z kropelek wody; sublimacji w warunkach temperatury ujemnej, chmury są zbudowane z kryształków lodowych. Warstwa, w której utrzymuje się stale ujemna temperatura powietrza, chmury zbudowane z kryształków lodowych lub kropel wody przechłodzonej (silne oblodzenie). Przewaga silnych wiatrów zachodnich zwanych prądami strumieniowymi (jet stream), których prędkość według licznych autorów waha się od 20 do 135 m/s (38 262 kt). Prędkość prądów strumieniowych jest zmienna w porach roku (mniejsze prędkości obserwuje się w porze letniej). Spadek temperatury o 0,65ºC/100m (2,0ºC/1000 ft) 1 WMO World Meteorological Organization, Światowa Organizacja Meteorologiczna z siedzibą w Genewie. 2 Gradient temperatury- różnica wartości temperatury na jednostkę odległości. Strona4

TROPOPAUZA Od granicy troposfery o grubości około 2 km, do maksymalnie 19 km, gradient temperatury jest stały, w strefie tropikalnej zawsze powyżej poziomu lotu. Poza strefą międzyzwrotnikową niżej w okresie zimowym, wyżej w okresie letnim. STRATOSFERA Od górnej granicy tropopauzy do wysokości 50 km. Dzieli się na warstwę dolną (zimną) do wysokości ok.35 km, w której temperatura powietrza nieznacznie rośnie wraz z wysokością (przeciętna temperatura ok. -55,0ºC, oraz górną od 35 do 50 km, w której temperatura powietrza rośnie osiągając 15,0ºC (inwersja). Przeciętnie na wysokości 20-35 km występuje koncentracja ozonu (ozonosfera), w której na skutek promieniowania słonecznego tworzą się i rozpadają cząsteczki ozonu będąc źródłem ciepła. STRATOPAUZA Warstwa o stałym lub niemal stałym pionowym gradiencie termicznym (izotermia), grubość ok. 5 km. MEZOSF ERA Od 55 km do 80 km. Szybki spadek temperatury powietrza przeciętnie o 2,3ºC/1 km, od ok. 15,0ºC w części dolnej do -90,0ºC w części górnej. Ze względu na silny spadek temperatury występują silne ruchy turbulencyjne. Średnia prędkość wiatru waha się od 20 do ponad 100 m/s (38 194 kt). MEZOPAUZA Wysokość od 80 do 85 km TERMOSFERA Strona5 Od 85 do 800 km. Szybki wzrost temperatury powietrza spowodowany intensywnym pochłanianiem promieniowania słonecznego. Temperatura rozrzedzonego powietrza wynosi w górnej części około 1000,0ºC. Rozrzedzone powietrze nie powoduje przewodzenia ciepła, dzięki czemu obiekty takie jak satelity czy rakiety nie nagrzewają się w wyniku przewodnictwa ciepła i pozostają względnie chłodne. Znaczne wahania temperatury w ciągu doby (amplituda powyżej 500,0ºC). W termosferze oraz części górnej mezosfery (60 1000 km) występuje strefa silnych jonizacji cząstek i atomów zwana jonosferą. Proces jonizacji zachodzi w porze dziennej, kiedy cząstki rozpadają się tworząc jony ujemne i jony dodatnie, które przyłączać mogą swobodne elektrony (jonizacja) lub neutralizując (rekombinacja). Wynikiem rekombinacji wzmożonego dopływu elektronów (wiatr słoneczny) występuje zorza polarna. Aktywność tych procesów wpływa na propagację fal radiowych (odbicie zwiększenie zasięgu), pochłanianie (zmniejszenie zasięgu). Tabela na podstawie: Garnier, 1996; Molga, 1986; Oliver 1987; Szewczak, 2007; W tabeli nie wyróżniono egzosfery, najwyższej warstwy atmosfery. Nie zachodzą w niej bowiem żadne istotne procesy oprócz swobodnej wymiany cząsteczek pomiędzy atmosfera a przestrzenią kosmiczną. Wszystkie zjawiska meteorologiczne zachodzą w dolnej warstwie atmosfery do granicy tropopauzy. Niektóre zjawiska zachodzące w jej wyższych partiach nie pozostają obojętne na bezpieczeństwo lotów (np. łączność radiową).

1.2. ATMOSFERA WZORCOWA (ISA ICAO) W celu ujednolicenia i możliwości kalibracji przyrządów w oparciu o ciśnienie atmosferyczne wprowadzono tzw. atmosferę wzorcową (standardową). Za punkt odniesienia przyjęto jednolite warunki atmosferyczne panujące na poziomie morza. Atmosfera standardowa ISA 3 wykreślona jest do wysokości 30 km, atmosfera wzorcowa przyjęta przez ICAO kończy się na ok. 13 km (tab. 1). W atmosferze wzorowej wszystkie procesy przebiegają jednostajnie i są stałe, w przeciwieństwie do atmosfery rzeczywistej. Na poziomie morza przyjęto ciśnienie atmosferyczne wynoszące 1013,25 hpa (760,0 mmhg), stałą temperaturę powietrza 15,0 ºC, gęstość powietrza 1,2255 kg/m 3, prędkość dźwięku 340 m/s. W atmosferze standardowej w troposferze spadek temperatury wraz ze wzrostem wysokości jest stały i wynosi 0,65ºC/ 100 m. Ryc. 1 Przekrój pionowy przez atmosferę. 3 ISA International Standard Atmosphere międzynarodowa atmosfera standardowa Strona6

wysokość n.p.m.(stopy) wysokość n.p.m. (metry) Tab. 2 Atmosfera standardowa ICAO temperatura prędkość dźwięku ciśnienie mm Hg C F węzły m/s 0 0 15,0 59,0 661,7 340,4 760,0 1 000 305 13,0 55,4 659,5 339,2 733,0 2 000 610 11,0 51,9 657,2 338,1 706,6 3 000 914 9,1 48,3 654,2 336,5 681,2 4 000 1 019 7,1 44,7 652,6 335,7 656,3 5 000 1 524 5,1 41,2 650,3 334,5 632,5 6 000 1 829 3,1 37,6 647,9 333,3 609,1 7 000 2 134 1,1 34,0 645,6 332,1 586,5 8 000 2 438-0,9 30,5 643,3 330,9 564,4 9 000 2 743-2,8 26,9 640,9 329,7 543,3 10 000 3 408-4,8 23,3 638,6 328,5 522,7 11 000 3 353-6,8 19,8 636,2 327,3 502,7 12 000 3 658-8,8 16,2 633,9 326,1 483,4 13 000 3 962-10,8 12,6 631,5 324,8 464,6 14 000 4 267-12,7 9,1 629,1 323,6 446,5 15 000 4 572-14,7 5,5 626,7 322,4 429,0 16 000 4 877-16,7 1,9 624,3 321,1 412,0 17 000 5 182-18,7-1,6 621,9 319,9 395,5 18 000 5 486-20,7-5,2 619,4 318,6 379,5 19 000 5 791-22,6-8,8 617,0 317,4 364,2 20 000 6 096-24,6-12,3 614,6 316,2 349,3 21 000 6 401-26,6-15,9 612,1 314,9 334,8 22 000 6 706-28,6-19,5 609,6 313,6 321,1 23 000 7 010-30,6-23,0 607,2 312,3 307,6 24 000 7 315-32,5-26,6 604,7 311,1 294,6 25 000 7 620-34,5-30,2 602,2 309,8 281,9 26 000 7 925-36,5-33,7 599,7 308,5 270,0 27 000 8 230-38,5-37,3 597,2 307,2 258,3 28 000 8 534-40,5-40,9 594,7 305,9 246,9 29 000 8 839-42,5-44,4 592,1 304,6 236,2 30 000 9 144-44,4-48,0 589,5 303,2 225,8 31 000 9 449-46,4-51,6 587,0 301,9 215,6 32 000 9 754-48,4-55,1 584,4 300,6 206,0 33 000 10 058-50,4-58,7 581,8 299,3 197,1 34 000 10 363-52,4-62,2 579,2 297,9 187,5 35 000 10 668-54,3-65,8 576,7 296,7 178,8 36 000 10 973-56,3-69,4 574,0 295,3 170,4 37 000 11 278-56,5-69,7 573,8 295,2 162,6 38 000 11 582-56,5-69,7 573,8 295,2 154,9 39 000 11 887-56,5-69,7 573,8 295,2 147,6 40 000 12 192-56,5-69,7 573,8 295,2 140,7 41 000 12 497-56,5-69,7 573,8 295,2 134,1 42 000 12 802-56,5-69,7 573,8 295,2 127,8 43 000 13 106-56,5-69,7 573,8 295,2 121,7 44 000 13 411-56,5-69,7 573,8 295,2 116,1 45 000 13 716-56,5-69,7 573,8 295,2 110,5 Strona7

1.3. INWERSJE. Zmiana temperatury powietrza wraz z wysokością (pionowy gradient temperatury) nie zawsze przebiega w sposób przedstawiony w atmosferze wzorcowej. Niemal na każdym poziomie troposfery w określonych sytuacjach temperatura powietrza zamiast spadać może rosnąć. Taki obszar w przekroju pionowym nazywamy inwersją (odwróceniem układu temperatury). Istnieją także obszary, w których wartość temperatury w troposferze nie zmienia się. Są to izotermie. Rozróżnia się kilka rodzajów inwersji w zależności od przyczyn powstania. Do najważniejszych należą: inwersja radiacyjna powstaje wówczas kiedy powierzchnia ziemi oddaje ciepło do atmosfery (wypromieniowanie), zasięg pionowy sięga od powierzchni gruntu do wysokości kilkuset metrów. Inwersji radiacyjnej sprzyja: obszar podwyższonego ciśnienia, brak turbulencji, słaby wiatr. W okresie letnim najczęściej występuje: w nocy oraz godzinach porannych i zanika w ciągu dnia, zimą może tworzyć się o każdej porze doby. W tym okresie takie inwersje stosunkowo często utrzymują się przez znaczną część doby; inwersja adwekcyjna powstaje kiedy ciepła masa powietrza napływa nad obszar chłodny wówczas powietrze chłodne jako cięższe pozostaje przy powierzchni ziemi, czas zalegania takiej inwersji uzależniony jest od zmian temperatury w warstwie podinwersyjnej; inwersja osiadania o dość złożonym mechanizmie powstawania tworzy się podczas osiadania masy powietrza charakterystycznej dla obszaru wyżu atmosferycznego; inwersja frontowa związana jest najczęściej z przemieszczaniem się frontu ciepłego o mechanizmie powstania podobnym jak przy inwersji adwekcyjnej, z tym że warstwy inwersyjne powstawać mogą na różnej wysokości. Czas trwania inwersji uzależniony jest od prędkości przemieszczania się frontu. Inwersje powstające na różnych poziomach sprzyjają tworzeniu się i zaleganiu chmur warstwowych lub mgieł. Inwersje termiczne nie pozostają bez wpływu na lot samolotu. Zmiana temperatury powietrza przy inwersji termicznej powoduje zmianę gęstości powietrza atmosferycznego (spada przy wzroście temperatury), na co wyraźny wpływ ma także spadek ciśnienia. Przy głębokiej inwersji spadek gęstości powietrza może mieć wpływ na siłę nośną. Z obserwacji wynika, że przy wzroście temperatury o 10,0ºC zmniejsza się siła ciągu silnika od 5 do 10%, zwiększa się błąd wskazań wysokościomierza o 4% [Szewczak, 2007]. Zmniejszenie siły nośnej ma wpływ na start i lądowanie samolotu wydłużając drogę startową i lądowania Strona8

(większa prędkość przy podchodzeniu do lądowania. Długość drogi startowej rośnie przeciętnie o 10% przy wzroście temperatury o 10ºC. Przykład: Brak inwersji. Samolot w warunkach atmosfery ISA (temperatura 15,0ºC) potrzebuje 1000 m rozbiegu, temperatura powietrza wynosi 0ºC. 1000 Χ 0,15 (15%) = 150; długość drogi startowej = 1000m 150m = 850m; Inwersja, temperatura powietrza 30ºC 100 X 0,15 (15%) = 150, długość drogi startowej = 1000m +150 m = 1150m. Inwersja termiczna największy wpływ ma na widzialność. Zaleganie warstwy inwersyjnej sprzyja powstawaniu mgły, co wyraźnie ogranicza widzialność, ale także gromadzenie wszelkiego rodzaju zanieczyszczeń. W takich warunkach można wyróżnić dwa rodzaje lotu: lot ponad warstwą inwersyjną widzialność pozioma dobra, widzialność skośna słaba ograniczona przez inwersję, widzialność pionowa dobra w górę, słaba w kierunku warstwy inwersyjnej; lot w warstwie inwersji widzialność pozioma słaba, skośna umiarkowana, pionowa dobra, jeżeli warstwa inwersyjna przylega do powierzchni ziemi przy zniżaniu (przy nisko zalegającej mgle) widzialność spada do zakresu widzialności przy mgle (ryc. 2) Ryc.2 Lot w warunkach inwersji przyziemnej. Strona9

1.4. MASY POWIETRZA NAD EUROPĄ Masą powietrza nazywamy wycinek troposfery wyróżniający się szczególnym pionowym uwarstwieniem termicznym, wilgotnością powietrza, temperaturą oraz innymi cechami nabytymi w czasie długiego pobytu nad określonym obszarem, który określany jest obszarem źródłowym [Flis, 1986]. Ze względu na obszar źródłowy masy powietrza dzielimy na morskie i kontynentalne. Poszczególne masy powietrza nazwę swą zawdzięczają strefie klimatycznej, w której powstają z dodaniem rodzaju obszaru źródłowego. Masy powietrza powstające w obszarze arktycznym to: powietrze arktyczne morskie (PAm) i powietrze arktyczne kontynentalne (PAk), w szerokościach umiarkowanych tworzą się masy powietrza polarnego: powietrze polarne morskie (PPm) i polarne kontynentalne (PPk). W strefach zwrotnikowych tworzą się masy powietrza zwrotnikowe kontynentalnego (PZk) i powietrza zwrotnikowo morskiego (PZm). W strefie międzyzwrotnikowej powstają masy powietrza równikowego (PR). Masa powietrza równikowego nie dzieli się na kontynentalne i morskie. Należy pamiętać, że powietrze równikowe nie występuje w Polsce. Najczęściej nad obszarem Polski obserwuje się masę powietrza polarnego morskiego (PPm), najrzadziej napływa powietrze zwrotnikowe. Szczególne cechy fizyczne poszczególnych mas powietrza pozwalają na ogólne określenie typów pogody występujących w ciepłej i w chłodnej porze roku. Powietrze arktyczne morskie (PAm) napływa nad Europę znad Grenlandii i Szpicbergenu. W okresie chłodnym nad obszarami morskimi w tej masie powietrza powstają chmury Cu i Cb, nad lądem stopniowo zanikają przechodząc w zachmurzenie warstwowe często o niskich podstawach. W okresie letnim rozwijają się chmury kłębiaste, stosunkowo często pojawiają się burze. Podobne zjawiska towarzyszą masie powietrza arktyczne kontynentalnego (PAk), z tym że w okresie zimowym towarzyszy im niższa temperatura powietrza. Powietrze polarne morskie (PPm) pojawia się z kierunków zachodnich. W okresie zimowym towarzyszą mu chmury warstwowe piętra niskiego. W warunkach klimatu Polski w okresie zimowym następuje odwilż, opady deszczu, deszczu ze śniegiem lub mżawki początkowo mogą być marznące. Licznie występują mgły adwekcyjne utrzymujące się przez znaczny czas. W okresie letnim masa PPm przynosi przeważnie ochłodzenie, któremu towarzyszą chmury burzowe oraz przelotne opady deszczu i porywisty wiatr. Powietrze polarne kontynentalne (PPk) napływa znad obszaru Rosji. W okresie letnim przynosi ocieplenie, któremu towarzyszy umiarkowane zachmurzenie głównie przez Cu. Początkowo mogą pojawić się burze. W okresie zimowym napływowi PPk towarzyszy ochłodzenie Strona10

z niewielkim zachmurzeniem, ale także inwersjami, pod którymi mogą rozwijać się chmury St lub mgły. Tab. 3 Potencjalne niebezpieczne zjawiska pogody dla lotnictwa w poszczególnych masach powietrza. PA PP PZ PAm PAk PPm PPk PZm PZk PR Pora ciepła burza, turbulencje, oblodzenie, uskok wiatru porywy wiatru ograniczona widzialność skośna nad obszarami wodnymi burza, turbulencje, oblodzenie, uskok wiatru porywy wiatru burza, uskok wiatru, turbulencja burza, uskok wiatru, turbulencja, trąba powietrzna lub wodna burza, uskok wiatru, turbulencja Pora chłodna ograniczona widzialność w opadach, oblodzenie, opady marznące, turbulencja, uskok wiatru, niskie podstawy chmur oblodzenie, niskie podstawy chmur podinwersyjnych, mgły nad niezamarzniętymi zbiornikami wodnymi niskie podstawy, słaba widzialność, mgły adwekcyjne, oblodzenie, opady marznące niskie podstawy chmur podinwersyjnyc h, mgły nad niezamarznięty mi zbiornikami wodnymi niskie podstawy chmur podinwersyjnych, mgły niskie podstawy chmur podinwersyjnych, mgły burza, uskok wiatru, turbulencja Powietrze zwrotnikowe morskie (PZm) napływa z kierunku południowego lub południowo zachodniego i przynosi ocieplenie zarówno w okresie letnim jak i zimowym. Latem napływowi PZm towarzyszą burze, które niekiedy mogą być intensywne z opadem gradu a nawet trąbami powietrznymi lub wodnymi. Zimą przeważnie występuje zachmurzenie przez chmury warstwowe o niskich podstawach. Liczne inwersje i mgły adwekcyjne. Gwałtowny wzrost temperatury powietrza powoduje szybkie tajanie pokrywy śnieżnej i rozmarzanie gruntu, co sprzyja powstaniu zjawiska powodzi. Powietrze zwrotnikowo kontynentalne (PZk) napływa z kierunku południowego i południowo wschodniego, niekiedy ze wschodu. W okresie letnim towarzyszy mu rozwój chmur Cu, a przy dostatecznej wilgotności także Cb z burzami i intensywnymi opadami deszczu lub gradu. Długie zaleganie PZk może doprowadzić do zjawiska suszy atmosferycznej i glebowej, czemu sprzyja często pojawiający się w tej masie wiatr termiczny w terminologii rolniczej zwany suchowiejem. Zimą PZk przynosi podobnie jak PZm ocieplenie i szybkie odwilże. Zachmurzenie na ogół jest duże przez chmury warstwowe tworzące się pod warstwą inwersyjną. Podobnie jak przy PZm występują liczne mgły. W masie powietrza równikowego (PR) zachmurzenie przebiega według niemal stałego rytmu dobowego. W ciągu dnia obserwuje się rozwój chmur kłębiastych i burzowych, w ciągu nocy następuje zanik zachmurzenia. Miejscami mogą tworzyć się mgły z wyparowania. W ciągu dnia nagrzane powietrze mieszając się turbulencyjnie z chłodniejszym w wyższych warstwach może prowadzić do załamania promieni świetlnych utrudniając widzialność skośną a nawet prowadzić do powstania zniekształceń obrazu lub jego odbicia Strona11

(fatamorgana). Należy pamiętać, że zasięg poziomy PR ograniczony jest strefą zwrotnikową i nie występuje w Polsce ani w Europie. Najdalej na północ masa PR dociera do południowego Egiptu, Libii i Maroka. A B Ryc. 3 Typowe kierunki napływu mas powietrza nad Europę w lipcu (A) i w styczniu (B) źródło: PPWK) Strona12

Opisy zjawisk pogodowych występujących w poszczególnych masach powietrza należy traktować poglądowo jako najczęściej występujące. Znaczna odległość jaką masa powietrza pokonuje od obszaru źródłowego powoduje, że zatraca pierwotne właściwości (transformuje się), co jednocześnie skutkuje występowaniem innych zjawisk. 2. CIŚNIENIE ATMOSFERYCZNE, UKŁADY BARYCZNE I FRONTY ATMOSFERYCZNE. 2.1. CIŚNIENIE ATMOSFERYCZNE. Ciśnieniem atmosferycznym nazywamy siłę z którą słup nieruchomego powietrza atmosferycznego oddziałuje na jednostkę powierzchni. Odrzuca się nacisk powietrza wywołany wiatrem. W przeciwieństwie do ciśnienia standardowego ISA(ICAO) za wzorzec w układzie SI przyjęto ciśnienie na poziomie morza w temperaturze 0ºC w szerokości geograficznej 45º, przy odpowiadającemu przyspieszeniu ziemskiemu równemu 980,616 cm/s 2, co odpowiada wysokości słupa rtęci 760 mm, czyli około 1013 hpa. Jak widać ciśnienie to jest praktycznie równe jak w tabeli ISA(ICAO). Jednostką ciśnienia w układzie SI jest N/m 2. W powszechnym użyciu jednostka ciśnienia jest hektopaskal (hpa). Pomiędzy poszczególnymi jednostkami istnieją proste zależności: 1hPa = 100 Pa = 100 N/m 2 Ciśnienie wyrażone może być jeszcze w milibarach, przy czym 1 hpa równa się 1 mbar, lub w milimetrach słupa rtęci (mmhg) gdzie 1 hpa odpowiada 0,75 mmhg. W krajach, gdzie przyjęto niemetryczny system pomiarowy można spotkać wartości ciśnienia podawane w calach Hg. Zależność pomiędzy tą jednostką można wyrazić tak, że: 1 inhg = 33,864 hpa = 25,4 mmhg W celu ujednolicenia pomiarów na całym świecie ciśnienie atmosferyczne podawane na mapach synoptycznych jest zredukowane do poziomu morza i nie odpowiada rzeczywistemu ciśnieniu na stacji. Strona13

2.1.1. JEDNOSKI CIŚNIENIA STOSOWANE W LOTNICTWIE. W lotnictwie powszechnie wykorzystywany jest związek pomiędzy ciśnieniem atmosferycznym a wysokością, co stanowi podstawę do skalowania wysokościomierzy barometrycznych. Przyjęto skalowanie w oparciu o zmiany ciśnienia wraz z wysokością dla atmosfery standardowej ISA(ICAO). Jako, że stosunkowo rzadko atmosfera standardowa odzwierciedla warunki rzeczywiste wskazania tak wyskalowanych wysokościomierzy obarczone są błędami: temperatury (jeśli temperatura powietrza różni się od temperatury na poziomie morza wg ISA), ciśnienia (jeśli wartość ciśnienia atmosferycznego wg ISA różni się od wartości zmierzonego ciśnienia atmosferycznego) oraz ciśnienia i temperatury (jeśli niezgodne są oba parametry). Wprowadzanie poprawek błędu ciśnienia odbywa się po uzyskaniu informacji o rzeczywistym ciśnieniu. Poprawki na błąd temperatury można wprowadzać wykorzystując zależność, że różnica pomiędzy rzeczywistą zewnętrzną temperaturą powietrza (OAT outside air temperature) jest równa 10ºC to błąd pomiaru wysokości wynosi 4%. Jeżeli temperatura OAT na poziomie lotu jest niższa niż temperatura wg tabeli ISA(ICAO) to samolot znajduje się niżej i odwrotnie jeśli jest wyższa samolot jest wyżej niż wskazania wysokościomierza. Przykład: samolot wykonuje lot na wysokości FL 200, temperatura powietrza wg ISA wynosi na poziomie 20000 ft -24,6ºC, temperatura OAT wynosi -45,0ºC, zatem różnica wynosi 20ºC. Przyjmując 20000 ft za 100% to 8 % stanowi 1600 ft., zatem rzeczywista wysokość wynosi 20000 1600 = 18400 ft. Ze względu na specyfikę lotnictwa wprowadzono szereg różnych wyrażeń ciśnienia atmosferycznego mających związek z wysokością lotu (ryc. 4). Jedną z nich jest wysokość ciśnieniowa QNE jest to wysokość ponad standardową powierzchnię izobaryczną przyjętą wg ISA, czyli 1013, 25 hpa (22,92 inhg; 760 mmhg). W praktyce ułatwia to prowadzenie samolotów w przestrzeni powietrznej, bowiem każdy z nich ma ten sam poziom odniesienia, inaczej stanowi ona flight level, czyli poziom lotu. Wysokość gęstościowa to wysokość QNE z poprawką o błąd temperatury. Strona14

Ryc. 4 Kody Q w odniesieniu poziomu lotu. Według wartości ciśnienia atmosferycznego wysokościomierze nastawiane są także według ciśnienia na poziomie lotniska lub na poziomie progu drogi startowej oznaczone jako QFE. Skrótem QNH oznaczone jest ciśnienie na poziomie lotniska zredukowane do poziomu morza według stopnia barometrycznego 4 przyjętego dla atmosfery standardowej ISA(ICAO). QFF to ciśnienie zredukowane do poziomu morza według rzeczywistych warunków atmosferycznych, głównie z poprawką na temperaturę powietrza. Spotkać można jeszcze FORECAST QNH jest to podawane najniższe spodziewane ciśnienie QNH w danym regionie używane do nastawiania wysokościomierzy [Szewczak, 2007]. 2.2. UKŁADY BARYCZNE. Różnica w dopływie energii słonecznej w różnych częściach kuli ziemskiej jest główną przyczyną zróżnicowania w przebiegu temperatury powietrza, a co za tym idzie powstawania prądów pionowych. Wielkoskalowe pionowe prądy powietrza prowadzą do powstania różnic ciśnienia atmosferycznego i tworzenia się układów wysokiego i niskiego ciśnienia. Ciśnienie atmosferyczne przedstawione jest na mapie synoptycznej izobarami (linie łączące punkty o jednakowym ciśnieniu). Izobary są liniami ciągłymi ograniczonymi jedynie skalą mapy. Na większości map synoptycznych izobary kreślone są co 5 hpa, zdarzają się mapy synoptyczne (UK MetOffice) gdzie izobary przedstawione są co 4 hpa, także na potrzeby lotnictwa 4 Stopień barometryczny to zmiana wysokości na jednostkę ciśnienia. W dolnej atmosferze stopień barometryczny wynosi przeciętnie 10 m/mmhg, lub 8 m/hpa, lub 27 ft/hpa, co oznacza że podczas wznoszenia o 8 m ciśnienie spadnie o 1 hpa. Wartości te przyjęte są dla atmosfery wzorcowej ISA. Stopień barometryczny można wyliczyć korzystając ze wzoru: H = hl/p(1+αt) [m/mmhg lub m/hpa], gdzie hl to wysokość atmosfery w metrach; p ciśnienie na danym poziomie w mmhg lub hpa; α współczynnik równy 0,004; t temperatura powietrza w ºC [Szewczak, 2007]. Strona15

spotyka się mapy, gdzie izobary przebiegają co 2 hpa lub dla mniejszych obszarów co 1 hpa. Układem barycznym nazywamy obszar zamknięty jedną lub kilkoma izobarami. Wyżem barycznym nazywa się układ zamkniętych izobar, w którym najwyższe ciśnienie znajduje się w środku i maleje w każdym kierunku. Analogicznie niż baryczny to układ izobar, w którym najniższe ciśnienie atmosferyczne znajduje się w środku i rośnie w każdym kierunku kierunku (ryc. 5). Ryc. 5 Niż (N) i wyż baryczny (W) Poza głównymi układami ciśnienia wyróżnia się inne pochodne wynikające z rozciągnięcia przestrzennego lub sąsiedztwa wyżu i niżu (ryc. 6). Należą do nich: zatoka niskiego ciśnienia, w której izobary układają się U kształtnie lub V kształtnie, gdzie najniższe ciśnienie znajduje się w środku zatoki; klin wysokiego ciśnienia, w którym izobary układają się podobnie do zatoki niskiego ciśnienia, z tym że najwyższe ciśnienie znajduje się w środku klina; oś klina stanowi linię wzdłuż której następuje zmiana kierunku wiatru; bruzda niskiego ciśnienia jest to obszar pomiędzy dwoma układami wysokiego ciśnienia, zbieżność kierunków wiatru sprzyja tworzeniu się frontów atmosferycznych; wał wysokiego ciśnienia to obszar pomiędzy dwoma niżami, w którym z reguły pogoda jest lepsza niż na obszarach sąsiednich, obserwuje się także zmianę kierunku wiatru nawet o 180º; siodło jest to obszar pomiędzy dwoma układami wysokiego ciśnienia a dwoma układami niskiego ciśnienia leżącymi naprzeciw siebie, w siodłach ze względu na niewielką różnicę ciśnienia częste są cisze lub wiatr o nieznacznej prędkości z różnych kierunków, częste są mgły. W zależności od tendencji zmian ciśnienia obszar siodła może być Strona16

wchłonięty przez sąsiadujący niż przekształcając się w zatokę lub wyż przekształcając się w klin. Ryc. 6 Typowe rodzaje układów barycznych. 2.3. MAPY TOPOGRAFII BARYCZNEJ, DIAGRAM AEROLOGICZNY. Mapy topografii barycznej zwane mapami górnymi powstają w oparciu o wykonywane radiosondaże wyższych warstw atmosfery nawet do kilkudziesięciu kilometrów. Wykonywane są na poziomach powyżej warstwy tarciowej (około 1 km od podłoża). Z map topografii barycznej (ryc. 7) odczytać można m.in. kierunek i prędkość wiatru na poszczególnych poziomach, wilgotność, temperaturę powietrza, przestrzenną strukturę układów barycznych. Innym nie mniej ważnym produktem sondowania atmosfery jest diagram aerologiczny (ryc. 8). Z diagramu aerologicznego synoptyk pozyskać może wiele informacji niezbędnych do prognozowania warunków atmosferycznych. W Polsce radiosondaże atmosfery wykonywane są w trzech stacjach aerologicznych (Legionowo, Łeba, Wrocław), dwa razy na dobę (00.00 i 12.00 GMT). Podstawowe informacje, które przedstawione są na diagramie aerologicznym to: Strona17

wskaźniki burzowe przedstawiające w sposób liczbowy prawdopodobieństwo powstania burz i potencjalną skalę intensywności (szczegóły w rozdziale 5); prędkość i kierunek wiatru na różnych wysokościach podawaną w m/s; wartość temperatury powietrza na poszczególnych wysokościach; wartość temperatury punktu rosy na poszczególnych wysokościach (temperatura punku rosy Td temperatura, do której należy sprowadzić powietrze, aby osiągnęło stan nasycenia). Wartość temperatury punku rosy oraz temperatury powietrza określają stan nasycenia wilgocią powietrza. Jeżeli krzywa Td i temperatury powietrza są blisko siebie oznacza, że powietrze osiąga stan nasycenia i odwrotnie jeśli obie krzywe są oddalone powietrze jest względnie suche; inwersje termiczne; kierunek i prędkość prądu strumieniowego; zakres pionowy oblodzenia; zasięg pionowy zachmurzenia. Ryc. 7 Przykład mapy topografii barycznej z poziomu 850 hpa. Strona18

Jedną z podstawowych informacji, którą można odczytać z diagramu aerologicznego jest stan równowagi powietrza. Wyróżnia się trzy podstawowe stany równowagi atmosfery: równowagę chwiejną, która występuje gdy podczas pionowego ruchu powietrza istnieją siły zachowujące ten ruch lub nawet przyśpieszają przemieszanie się. Dzieje się tak kiedy gradient temperatury w warstwie powietrza jest większy od gradientu suchoadiabatycznego 5 W warunkach występowania równowagi chwiejnej powstają chmury konwekcyjne szczególnie Cu i Cb. Przy szczegółowej analizie równowagę chwiejną podzielić można jeszcze na warunkową oraz konwekcyjną; równowagę stałą, kiedy gradient temperatury powietrza jest mniejszy od gradientu wilgotnoadiabatycznego 6. Zachodzi wtedy zjawisko podnoszenia się i opadania cząstek powietrza. Podniesione powietrze w stanie równowagi stałej ochładza się i jako cięższe opada ponownie do pozycji wyjściowej. W takiej masie dominują ruchy osiadania powietrza, co sprzyja powstawaniu zachmurzenia warstwowego, mgieł oraz inwersjom; równowaga obojętna, kiedy temperatura podłoża ma taką samą temperaturę jak otaczająca ją masa powietrza. 5 Gradient suchoadiabatyczny zmiany temperatury bez wymiany ciepła z otoczeniem zachodzące w powietrzu suchym lub nienasyconym; przyjęto wartość gradientu suchoadiabatycznego jako 1ºC/100 m 6 Gradient wilgotnoadiabatyczny - zmiany temperatury bez wymiany ciepła z otoczeniem zachodzące w powietrzu wilgotnym lub nasyconym; jako że przy unoszeniu wilgotnego powietrza dochodzi do kondensacji pary wodnej i wydzielania ciepła jest on mniejszy od suchoadiabatycznego; przyjęto wartość około 0,6 0,7ºC/100 m. Strona19

Ryc. 8 Podstawowe informacje na diagramie aerologicznym Strona20

2.4. FRONTY ATMOSFERYCZNE Na styku dwóch mas powietrza o różnych charakterystykach tworzą się fronty atmosferyczne. Na mapach synoptycznych fronty atmosferyczne przedstawione są jako linie, jednak należy pamiętać, że front atmosferyczny jest to obszar na którym ścierają się masy powietrza. Rozróżnia się ogólnie anafronty, czyli powierzchnie wślizgiwania się powietrza ciepłego i katafronty, czyli powierzchnie ześlizgiwania się powietrza chłodnego. Ze względu na specyfikę przemieszczania mas powietrza można wyróżnić trzy podstawowe rodzaje frontów atmosferycznych (ryc. 9): front ciepły tworzy się kiedy ciepłe powietrze napływa nad chłodniejsze. Jako powietrze lżejsze wślizguje się nad cięższe chłodne, co sprzyja powstaniu inwersji termicznej i utrwaleniu stałej równowagi atmosfery najczęściej powstają chmury warstwowe; na mapach synoptycznych przedstawiany jest jako linia czerwoną lub w wersji czarno białej jako linia z półkolami; front chłodny tworzy się kiedy chłodne powietrze naciera na obszar cieplejszy, wówczas powietrze chłodne jako cięższe wypycha powietrze ciepłe ku górze, sprzyja konwekcji i utrwala chwiejną równowagę atmosfery, najczęściej powstają chmury kłębiaste i burzowe; na mapach synoptycznych przedstawiona jest jako linia niebieska lub w wersji czarno białej jako linia z trójkątami front okluzji tworzy się kiedy wolniej poruszający się front ciepły zostaje dogoniony przez szybszy front chłodny, najczęściej procesy frontowe są wyniesione wyżej, przy ziemi zalega warstwa o podobnych właściwościach, inaczej zwany jest zamknięciem frontu, na mapach synoptycznych przedstawiona jest jako linia fioletowa lub w wersji czarno białej linia z półkolami i trójkątami na przemian. Strona21

Ryc. 9 Fronty atmosferyczne na mapie synoptycznej (DWD). 2.4.1. FRONTY CHŁODNE. Front chłodny jak podano wcześniej powstaje na skutek podejścia chłodnego powietrza nad zalegające powietrze ciepłe. Fronty chłodne dzielą się na: front chłodny pierwszego rodzaju i front chłodny drugiego rodzaju. Front chłodny pierwszego rodzaju (ryc. 10) charakteryzuje się mniejszą od frontu chłodnego II rodzaju prędkością przemieszczania się wynoszącą przeciętnie 30-40 km/h. Z czoła frontu obserwuje się wzrost zachmurzenia przez chmury konwekcyjne, głównie Cu i Cb, ze zjawiskami takimi jak opady przelotne deszczu, gradu i burze w półroczu ciepłym, w półroczu chłodnym występują głównie opady śniegu, gradu, deszczu marznącego rzadko burze. Mniejsza prędkość przemieszczania sprawia, że ruchy konwekcyjne (unoszenie mas powietrza) są mniejsze. W związku z tym wraz z wyrównaniem różnicy temperatury powietrza w warstwie powyżej 1500 m zaczynają tworzyć się chmury warstwowe Ns i powyżej As, które powodują zmianę warunków atmosferycznych z opadów przelotnych na opady ciągłe. Strefa opadów sięga w warunkach klimatu Polski do około 300 km. Fronty chłodne I rodzaju występują najczęściej w młodych układach niskiego ciśnienia lub w sytuacji, kiedy linia frontu na mapie przyziemnej przebiega równolegle do kształtu izobar. Strona22

Ryc. 10 Front chłodny I rodzaju. Ogólne warunki lotu w strefie frontu pierwszego rodzaju. W przypadku kiedy lot odbywa się w kierunku czoła frontu napotyka się chmury Cu con i Cb w tej części występuje turbulencja od umiarkowanej do silnej, intensywne oblodzenie. W miarę oddalania się od linii frontu w warstwach zachmurzenia As-Ns nadal występuje zagrożenie oblodzeniem samolotu, stopniowo zwiększa się widzialność w chmurach. Za linią frontu zachmurzenie przeważnie stanowią chmury Sc i Cu hum oraz Cu med. Rośnie widzialność, zanikają opady, podstawy chmur podnoszą się. Rozciągłość pozioma frontu chłodnego I rodzaju waha się od 400 do 700 km, przy czym strefa opadów przelotnych z czoła frontu wynosi przeciętnie około 50 km, opadów jednostajnych około 150-200 km. Rozciągłość pionowa przy chmurach Cb sięga 7-9 km, w strefie chmur Ns górna granica chmur obniża się do 4-6 km (przy froncie bliżej centrum niżu) i około 2-3 km (przy froncie oddalonym od centrum niżu). Dolna podstawa chmur przy opadzie obniża się do 200 400 m, w opadzie jednostajnym nawet do 100 m. Na frontach I rodzaju chmury Cb mogą być wbudowane w układ chmur Ns, komórki tych chmur oddalone są od siebie przeciętnie o 12-20 km. Strona23

Front chłodny drugiego rodzaju zwany jest także frontem przyspieszonym (ryc. 11) ze względu na prędkość przemieszczania się wynoszącą przeciętnie od 30 do 60 km/h, a w skrajnych wypadkach nawet 70-100 km/h. Zjawiska w tym rodzaju frontu chłodnego odznaczają się większą dynamiką, stąd większe są niebezpieczeństwa wynikające z wykonywania lotu w granicach frontu. Ryc. 11 Front chłodny II rodzaju. Zwiastunem zbliżania się frontu chłodnego II rodzaju mogą być charakterystyczne chmury Ac len (podobne jak przy fali górskiej) powstałe na skutek falowego przepływu powietrza przez wierzchołki chmur wypiętrzonych. Przeciętnie w odległości 50-150 km od pierwszych chmur Ac len znajduje się wał burzowy stanowiący trzon frontu. Składa się on z silnie wypiętrzonych chmur Cb. Na froncie można spodziewać się opadów przelotnych deszczu, gradu. Zimą także opadów śniegu (w warunkach klimatu Polski front chłodny II rodzaju zimą pojawia się niezmiernie rzadko). Burzom towarzyszą porywy wiatru, rzadziej trąby powietrzne lub wodne oraz zjawisko downburst znany z języka potocznego jako biały szkwał (patrz rozdz. 5). Rozciągłość pozioma frontu sięga kilkudziesięciu kilometrów i przy znacznej prędkości przemieszczania powoduje, że nad nieruchomym punktem czas przejścia waha się najczęściej od 30 do 120 minut. Po przejściu głównej linii chmur Cb przeważnie następuje krótkotrwała poprawa pogody, Strona24

po której ponownie rozwijają się chmury konwekcyjne głównie Cu, niekiedy także Cb z przelotnymi opadami deszczu, w przypadku rozwoju chmur Cb także pojedyncze burze. Rozwój tych chmur związany jest z tzw. termiką naniesioną. Ogólne warunki lotu w strefie frontu drugiego rodzaju jeżeli samolot wykonuje lot w kierunku czoła frontu na początku obserwowane są niegroźne chmury Ac len, za którymi widoczny jest już wał chmur Cb związanych z frontem. Z uwagi na to, że rzadko przed frontem występuje zachmurzenie mogące zakryć chmury Cb te są widoczne już ze znacznych odległości dając czas na odpowiednie manewry. Zbliżając się do linii frontu występuje silna i bardzo silna turbulencja. W chmurach Cb w zakresie izotermy od -10 do 5ºC występuje intensywne oblodzenie. Częste są wyładowania atmosferyczne zarówno doziemne jak wewnątrzchmurowe. Nad wysoko rozbudowanymi chmurami Cb występują także błękitne fontanny (ang. blue jet) jako górne wyładowania atmosferyczne (patrz rozdz. 5). W strefie poprawy pogody za linią frontu spotkać można chmury Cu oraz Cb z przelotnym opadem deszczu i pojedynczymi burzami. Należy pamiętać, że po przejściu linii frontu obniża się izoterma 0ºC. Rozciągłość pozioma strefy opadów frontu II rodzaju waha się od 50 do 80 km, strefa zachmurzenia zależy od aktywności frontu i waha się od 80 (przy dużej aktywności) do nawet 200 km. Zachmurzenie frontu chłodnego II rodzaju sięga nierzadko granicy troposfery, przeciętnie górna granica chmur Cb dochodzi latem do 8-10 km, zimą 6-8 km. Dolna podstawa chmur w strefie opadów waha się od 200 do 400 m, poza strefą opadów 300 600 m i wyżej. Niekiedy przed frontami chłodnymi tworzą się linie niestabilności (linie zbieżności, linie nawałnic, linie niestałości), sięgające od kilkudziesięciu (w warunkach klimatu Polski) do kilkuset kilometrów (w warunkach klimatu kontynentalnego) przed linią frontu chłodnego. Obserwowane zjawiska na linii niestabilności są podobne jak na frontach chłodnych (chmury Cb i burze), jednak różnica polega między innymi na mniejszej rozciągłości poziomej niż frontu chłodnego, brakiem wyraźnych zmian temperatury powietrza oraz dynamiką dobową: rozwój w części dziennej i zanik w części nocnej. Front ciepły powstaje kiedy powietrze ciepłe wślizguje się na zalegające klinem przy powierzchni ziemi powietrze chłodne (ryc. 12). Spokojny ruch wślizgiwania się sprzyja utrzymaniu równowagi stałej atmosfery i powstaniu inwersji termicznych. Związane z frontem ciepłym zachmurzenie to głównie chmury warstwowe i warstwowo deszczowe. Front ciepły w warunkach klimatu Polski o każdej porze roku przynosi ocieplenie. Jako, że procesy zachodzące na froncie ciepłym są stosunkowo wolne prędkość przemieszczanie się frontu jest także niewielka i waha się od 15 do 40 km/h. Chmurami zwiastunami zbliżania się frontu ciepłego Strona25

są chmury Ci, które pojawiają się nawet na 1000 km przed linią frontu. W miarę zbliżania się frontu pojawia się zachmurzenie Cs-As, pod którymi znajdować się mogą podinwersyjne chmury St. Z chmur As możliwy jest już słaby opad deszczu występujący przeciętnie w odległości nawet 400 km przed samym frontem. Przed linią frontu chmury As przechodzą w grubą warstwę chmur Ns. Rośnie natężenie opadów atmosferycznych, obniża się podstawa chmur. Ryc. 12 Front ciepły. Po przejściu linii frontu pogoda ulega poprawie, jednak często spotykane są niskie chmury St z opadem mżawki znacznie obniżając warunki atmosferyczne. Należy zauważyć, że ryc. 12 przedstawia przekrój przez typowy front ciepły. W porze ciepłej na tym froncie jeśli powietrze z czoła frontu zachowuje równowagę chwiejną może dojść do utworzenia chmur Cb, które wbudowane są w system chmur. Mogą wówczas wystąpić także opady przelotne a nawet burze. Ogólne warunki lotu w strefie frontu ciepłego kiedy samolot wykonuje lot w kierunku czoła frontu pierwszą zauważalną chmurą będzie Ci. Zaznaczyć trzeba że duża rozciągłość pozioma frontu może sprawiać, że chmury Ci pojawiają się nawet na dobę przed pojawieniem się samego frontu. Jeśli lot wykonywany jest w półroczu ciepłym za chmurami Ci pojawiają się chmury warstwowe piętra średniego As. Podstawy chmur obniżają się i w następnej kolejności pojawia się zachmurzenie przez Ns. W około 10% frontów ciepłych wbudowane są chmury Cb, a w 5% przypadków występują burze. Chmury Cb na froncie ciepłym Strona26

są zamaskowane przez inne chmury, stad często pozostają niezauważone. Rozciągłość pozioma strefy zachmurzenia dochodzi do 300 km, strefy opadów około 150 km. Podstawa chmur waha się od 200 do 400 m (przy zachmurzeniu Ns-Cb), w strefie opadów obniża się do 150 m (przy St). W półroczu chłodnym zachmurzenie składa się z chmur warstwowych lub warstwowo deszczowych nie występują chmury Cb. Rozciągłość pozioma strefy zachmurzenia jest o wiele większa niż w porze ciepłej i sięga niekiedy nawet 1500 km. W strefie opadów niższe są dolne podstawy chmur i wahają się w granicach od 200 do 100 m, niejednokrotnie poniżej 100 m. Praktycznie w całej strefie zachmurzenia należy (za wyjątkiem chmur Ci) należy spodziewać się oblodzenia od umiarkowanego do silnego. Występowaniu oblodzenia sprzyjają liczne inwersje termiczne na różnych poziomach lotu. W porze chłodnej najczęściej sekwencja opadów przedstawia się następująco: z czoła frontu opady śniegu, przechodzące w opady deszczu ze śniegiem, w końcu opady deszczu lub mżawki (również opady marznące). Wraz z napływem ciepłej masy powietrza zaczyna się odwilż i rozmarzanie gruntu. Charakterystyczne są mgły adwekcyjne często utrzymujące się przez całą dobę. Jak można zauważyć mimo, że warunki atmosferyczne na froncie ciepłym są bardziej stabilne i przewidywalna jest ich kolejność nie oznacza to lepszych warunków wykonywania lotów, szczególnie ze względu na prędkość jego przemieszczania i znaczną rozciągłość poziomą. Przy tej okazji warto wspomnieć o szczególnym przypadku przemieszczania się niżu z frontem ciepłym, który w wielu przypadkach powoduje pogorszenie warunków atmosferycznych w Polsce nawet na wiele dni. Jest nim niż dunajski (ang. Dunabe low) nazywany także w innej literaturze jako niż węgierski, śródziemnomorski lub V szlak van Bebbera. Ten tor przemieszczania się niżu przedstawiony na ryc. 13 jako Vb powoduje na obszarze Polski długotrwałe opady deszczu o znacznej intensywności, często wywołujące katastrofalne powodzie (1997, 1999, 2010). W przypadku przemieszczania się niżu tym torem mamy do czynienia z barierą orograficzną równoleżnikowo położonych pasm Sudetów i Karpat tak że przemieszczający się układ frontów zaczyna stagnować. Opady intensyfikują się w południowej i wschodniej Polsce powodując pogorszenie warunków atmosferycznych na wiele dni. Niż ten jest na tyle specyficzny i niebezpieczny nawet dla lotnictwa, że opisany jest szczegółowo i wyróżniony w angielskojęzycznych podręcznikach dla pilotów [Quantick, 2001]. Strona27

Ryc. 13 Główne tory przemieszczania się niżów atmosferycznych na Europą według van Bebbera. Front okluzji powstaje w wyniku zderzenia się szybciej przemieszczającego się frontu chłodnego z wolniejszym frontem chłodnym. W tym przypadku mamy do czynienia z trzema masami powietrza o różnych charakterystykach. Przed frontem znajduje się powietrze chłodne, za linią frontu powietrze chłodniejsze a w górze powietrze ciepłe wyniesione z ciepłego wycinka niżu (por ryc. 9). W tym przypadku mamy do czynienia z dwojaką sytuacją. Jeżeli powietrze nacierające na masę znajdującą się przed frontem jest chłodniejsze od niej to front okluzji ma charakter frontu chłodnego i nazywa się frontem okluzji o charakterze frontu chłodnego. Z kolei jeżeli powietrze nacierające jest cieplejsze od powietrza przed linią frontu wówczas front ma charakter frontu okluzji o charakterze frontu ciepłego. Niekiedy w skrócie nazywa się takie fronty po prostu okluzją chłodną lub okluzją ciepłą. Ze względu na różny układ zachmurzenia i inne warunki lotu fronty te zostaną omówione osobno. Front okluzji o charakterze frontu chłodnego (ryc. 14) tworzy się kiedy powietrze napływające jest chłodniejsze od powietrza przed frontem. Mamy w warstwie przyziemnej do czynienia z podobną sytuacją jak przy rozwoju frontu chłodnego. Powietrze chłodniejsze jako cięższe wbija się pod powietrze chłodne wypychając je ku górze, jednak w górnej części zalega powietrze ciepłe. Tworzy się wówczas dolny front chłodny, ale górny front ciepły. Nadciągające powietrze chłodniejsze powoduje dalsze wypychanie ku górze warstw zachmurzenia frontu ciepłego i stopniowy ich zanik. Podstawy chmur Ns charakterystycznych dla górnego frontu ciepłego podnoszą się, aż do całkowitego zaniku tego gatunku chmur. W wyniku podnoszenia się i kondensacji obserwowane są w fazie rozwoju opady o charakterze ciągłym. Na samej linii frontu tworzyć się mogą zanikające chmury St. Za linią frontu na skutek przemieszczania się powietrza chłodniejszego Strona28

zaczynają się rozwijać chmury kłębiaste Cu oraz Cb. Opady zmieniają charakter na przelotne, możliwe są także burze. Front okluzji o charakterze frontu chłodnego najczęściej występuje w ciepłej porze roku, zdecydowanie rzadziej w chłodnej. Ryc. 14 Front okluzji o charakterze frontu chłodnego. Ogólne warunki lotu w strefie frontu okluzji o charakterze frontu chłodnego są dość skomplikowane, ze względu na występowanie aż trzech różnych mas powietrza, zaniku frontu górnego ciepłego i rozwojowi zachmurzenia typowego dla frontu chłodnego. Gdy samolot porusza się w kierunku czoła frontu pierwszą oznaką zbliżania się frontu okluzji chłodnej są podobnie jak w przypadku frontu ciepłego chmury Ci, jednak w miarę zbliżania się do linii frontu podstawy chmur stosunkowo szybko obniżają się a miąższość chmur rośnie. W zależności od wysokości wykonywanego lotu można napotkać warunki typowe dla frontu ciepłego (lot odbywający się na poziomie górnego frontu ciepłego) lub zbliżone do frontu chłodnego (podczas lotu na niższych wysokościach). Podstawy chmur z czoła frontu są z reguły niskie i przy opadzie deszczu wahają się od 400 do 200 m i niżej jeżeli występują chmury St. Za linią frontu podstawa chmur podnosi się od 300 do 600 m przy Cu i Cb, jednak przy przelotnym opadzie może ponownie się obniżać przeciętnie do 200 m. Rozciągłość pionowa zachmurzenia jest znaczna z dwóch powodów: wyniesienia górnego frontu ciepłego oraz wypiętrzeń za liną frontu i sięga do około 7 km. Należy pamiętać, że wypiętrzony front ciepły oznacza także zmianę (podwyższenie) temperatury powietrza Strona29

w wyższych partiach atmosfery czyli inwersję. Wyniesione chmury Ns mogą mieć mieszany skład (wodno - lodowy) co oznacza niebezpieczeństwo oblodzenia. Front okluzji o charakterze frontu ciepłego powstaje, kiedy powietrze za frontem chłodnym (przed wystąpieniem okluzji) jest cieplejsze niż powietrze zalegające przed nim. Sytuacja jest zatem odwrotna niż w przypadku frontu okluzji chłodnej. Front chłodny doganiający ciepły zostaje stopniowo wypychany ku górze, powoli wślizgując się nad masą powietrza chłodnego. Mamy do czynienia z warunkami frontu ciepłego przy powierzchni ziemi oraz górnego frontu chłodnego. Statystycznie najczęstsza sekwencja opadów to z czoła frontu opady słabe o charakterze ciągłym głównie z chmur As i zanikających Ns, w ten system chmur wbudowane są chmury Cb z opadem przelotnym, przechodząc za linią frontu w chmury Sc i St ze słabym opadem deszczu lub mżawki. Ryc. 15 Front okluzji o charakterze frontu ciepłego. W przeciwieństwie do okluzji chłodnej w okluzji ciepłej chmury o niskich podstawach tworzą się za linią frontu w odległości do około 100 km. Następnie ponownie rozwijają się chmury kłębiaste (Cu) jednak już bez istotnych zjawisk. Ogólne warunki lotu w strefie frontu okluzji o charakterze frontu ciepłego podobnie jak przy przekraczaniu frontu okluzji o charakterze frontu chłodnego Strona30

pierwszymi oznakami zbliżania są chmury Ci. W półroczu chłodnym na froncie okluzji ciepłej zamiast chmur Cb w strefie górnego frontu chłodnego najczęściej pojawiają się chmury Ns. Warunki lotu w tym półroczu przypominają przelot przez okluzję o charakterze frontu chłodnego. W półroczu ciepłym najczęściej pojawiają się chmury Cb. Ze względu na zaleganie chmur As i zanikających Ns chmury Cb są często przykryte i niewidoczne, co utrudnia wczesne rozpoznanie zagrożenia. Za górnym frontem chłodnym z reguły zachmurzenie w środkowych i górnych warstwach troposfery zanika, przy ziemi występują jednak niskie chmury St lub Sc. Rozciągłość pozioma frontów okluzji o charakterze frontu ciepłego jest podobna do frontów okluzji chłodnej i waha się od 200 do 400 km, przy czym rozciągłość poziomą, w której obserwuje się chmury o miąższości większej niż 3 km zwęża się do 5-20 km. Wysokość podstawy dolnej zależy od pory roku. Najniższe występują w porze jesienno zimowej i wahają się od 300 do 100 m (niekiedy przy St są niższe). W porze letniej wysokość przeciętnej podstawy dolnej nie spada poniżej 200 m. Przekraczając front okluzji ciepłej należy pamiętać o występowaniu frontu górnego, a więc odwróconemu przebiegowi temperatury. W związku z tym spotyka się liczne inwersje, które sprzyjają występowaniu oblodzenia. Obecność chmur Cb i możliwość wystąpienia burzy powoduje wystąpienia zagrożeń wynikających z tego zjawiska. W przypadku frontów okluzji obydwu rodzajów ze względu na występowanie frontów górnych spotkać można warstwy bez chmur o rozciągłości pionowej w granicach od 500 do 2000 m. Częstość występowania takich warstw zależna jest od pory roku: najczęściej występują zimą, (około 80%), rzadziej latem (około 65%) [Ziarko, 2000]. Przedstawione powyżej rodzaje frontów i opisy pogody związanej z nimi stanowią jedynie zestawienie najczęściej pojawiających się i typowych sytuacji. W rzeczywistości przebieg typów pogody na poszczególnych frontach mogą się różnić, stąd niezmiernie ważne jest zapoznanie się z aktualnie panującymi warunkami atmosferycznymi oraz prognozą meteorologiczną. Strona31

3. CHMURY I ICH RODZAJE. Chmurą nazywa się widoczne nagromadzenie kropelek wody lub kryształków lodu powstałych w wyniku kondensacji lub resublimacji 7 pary wodnej w atmosferze [za Flis, 1986]. Według międzynarodowej klasyfikacji chmury podzielono na 10 podstawowych rodzajów oraz kilkanaście gatunków charakterystycznych dla poszczególnych rodzajów (dokładny wykaz wraz z wpływem na warunki lotu zawiera tab. 4). Ze względu na budowę chmur podzielono je na kłębiaste, warstwowe oraz falowe. Następnym kryterium wyróżniania zachmurzenia jest wysokość, tutaj kryterium jest wysokość dolnej podstawy chmury (a nie jej rozciągłość pionowa). Chmury piętra wysokiego (przedział wysokości od 5 do 13 km) to cirrus (Ci), cirrocumulus (Cc), cirrostratus (Cs), do chmur piętra średniego (przedział wysokości od 2,5 do 7 km) zalicza się: altocumulus (Ac), altostratus (As), wreszcie chmury piętra niskiego (wysokość podstawy do 2,5 km) do których zalicza się: stratus (St), stratocumulus (Sc), nimbostratus (Ns) 8, cumulus (Cu) oraz cumulonimbus (Cb). Ryc. 16. Piętrowość zachmurzenia oraz wpływ rodzaju, procesów ogrzewania i ochładzania oraz typu podłoża na gatunek chmury Zachmurzenie określane jest także wielkością, tj. miarą pokrycia nieba. W wymianie międzynarodowej stosuje się przedziały zachmurzenia wyrażone w oktantach, czyli ósmych częściach nieba. Zarówno w depeszach lotniczych 7 Kondensacja przejście pary wodnej w stan ciekły (krople wody); Resublimacja przejście pary wodnej bezpośrednio w stan stały (lód). 8 Chmura Nimbostartus (Ns) tutaj zaliczona została do chmur piętra niskiego, jednak w Międzynarodowym Atlasie Chmur tę chmurę zalicza się do chmur piętra średniego ze względu na to że większość objętości chmury znajduje się w granicach piętra średniego [Matuszko, 2009]. Strona32

METAR, TAF jak i w prognozach tekstowych stosuje się jednakowe wartości przedziałów zachmurzenia: SKC - sky clear 0/8 niebo bezchmurne; FEW few -1-2/8 zachmurzenie małe; SCT scattered 3-4/8 zachmurzenie umiarkowane; BKN broken 5-7/8 zachmurzenie duże; OVC overcast 8/8 - zachmurzenie całkowite. Chmury są wynikiem działania procesów fizycznych takich jak: konwekcja termiczna, procesy frontowe, ruchy falowe, mieszanie turbulencyjne oraz wypromieniowanie ciepła (ryc. 16). Poniżej przedstawiono na zdjęciach główne rodzaje i niektóre gatunki chmur. A B C Ryc. 17 Chmury piętra waysokiego: A cirrus (Ci), fot. Walter J. Pilsak - http://www.wolkenonline.de/wolkenatlas/cirrus/images/cirrus_uncinus.htm, B cirrostratus (Cs) fot: http://www.on.ec.gc.ca/skywatchers/swtc_docs/cloud_guide/cirrostratus_e.html#2, C cirrocumulus, fot.: Uwe Reiss - http://www.wolkenonline.de/wolkenatlas/cirrocumulus/images/cirrocumulus_lacunosus.htm Strona33

A B Ryc. 18 Chmury piętra średniego: A - Altocumulus (Ac) fot. Peter Hoffmann - http://dailysky.yakohl.com/pop.php?pid=383, B Altostratus (As) fot. Janne Naukkarinen A B C Ryc. 19 Chmury piętra niskiego: A nimbostratus (Ns) fot. Simon Eugster, B stratocumulus (Sc) fot. Laura Schaible, C stratus (St) fot. Alicja Wójcik -http:/ galeria.digitalcamerapolska.pl/ Galerie/architektura/710:...to_nie_chmury_to_palac_kultury.html Strona34

A B C D E Ryc. 20 stadia rozwoju chmur kłębiastych: A cumulus humilis (Cu hum) fot. Stefan Bauer - http://www.wolken-online.de/wolkenatlas/cumulus/images/cumulus_humilis_2.htm, B cumulus mediocris (Cu med) fot. Jim Foster; Thierry Lombry - http:// epod.usra.edu /blog/2004 /06/ cumulus- mediocrisclouds.html, C cumulus congestus (Cu con) fot. J. Bidgee, D cumulonimbus calvus (Cb cal) fot. Alexander Sieverding - http:// www.wolken-online.de/wolkenatlas/cumulonimbus/ images/ cumulonimbus_ calvus_8.htm, E cumulonimbus capilatus (Cb cap) źródło: http://pl.violentweather.wikia.com/wiki/capillatus, F zjawisko mamma towarzyszące chmurom Cb fot. Heike Eichler - http:// www.wolken-online.de /wolkenatlas /cumulonimbus/images/cumulonimbus_ mamma_7.htm Tab. 4 Rodzaje i gatunki chmur oraz warunki lotu w chmurach. F Strona35