MAPY SYNOPTYCZNE

Nadchodzący front chłodny See Also    Typical Weather Map for information about weather maps Wind temperature Nadchodzący front chłodny Isobary pokazujące układy niskiego (LOW) i wysokiego (HIGH) ciśnienia http://www.bom.gov.au/

http://nargeo.geo.uni.lodz.pl/~meteo/stronki/forecast.html

Izotermy http://www.middleschoolscience.com/200306100000_N.gif

http://nargeo.geo.uni.lodz.pl/~meteo/stronki/forecast.html

Izohiety http://www.nea.gov.sg/cms/mss/isohyet/dec2005.gif

http://nargeo.geo.uni.lodz.pl/~meteo/stronki/forecast.html

http://nargeo.geo.uni.lodz.pl/~meteo/stronki/forecast.html

Ogródek meteorologiczny

Skala zachmurzenia

Symbole zachmurzenia

Oznaczenie prędkości wiatru na mapach synoptycznych 35 40 2 5 45 50 10 55 15 60 20 25 65 30 70 węzłów

Symbole pogody

TENDENCJA CIŚNIENIA Symbol Opis Wzrastające stałe Wzrastające, a potem opadające opadające Wzrastające, a potem stałe Opadające, a potem rosnące Opadające, a potem stałe Opadające, a potem wzrastające

Model stacji synoptycznej Symbol zachmurzenia ciśnienie atmosferyczne w dziesiątych częściach hPa (889 to 988,9 hPa, a 225 to 1022,5 hPa) pogoda z ostatnich 6 godzin tendencja barometryczna w ostatnich 3 godzinach kierunek i siła wiatru wysokość opadu w ciągu ostatnich 6 godzin wysokość podstawy chmur chmury niskie temperatura punktu rosy pogoda w ciągu ostatniej godziny (aktualna) temperatura powietrza chmury piętra średniego

Analiza izobar na mapie dolnej Najbardziej podstawową analizą jest rysowanie izobar na mapie pogody Izobara, to linia łącząca punkty o tym samym ciśnieniu. Na mapie dolnej rysujemy izobary łącząc punkty o jednakowym ciśnieniu sprowadzonym do poziomu morza Standardowo rysujemy izobary co 4 hPa (4 mb) zaczynając od 1000 hPa (1000 mb)

Najpierw lokalizujemy wszystkie punkty z ciśnieniem równym 1000 hPa (mb) i zaznaczamy X w tych miejscach.

X X X X X X X X X X X X X X X

Łączymy linią wszystkie X-y Łączymy linią wszystkie X-y. W ten sposób otrzymujemy izobarę 1000 hPa (mb). Powtarzamy proces dla ciśnień większych i mniejszych co 4 hPa (mb), aż uzyskamy wszystkie izobary

Front ciepły – cechy na mapie

Przejście frontu ciepłego Z frontem ciepłym związany jest charakterystyczny układ chmur i opadów atmosferycznych z szerokim pasem opadów . Przekrój przez front pokazuje łagodne wznoszenie się ciepłego powietrza, typową inwersję temperatury i zmianę kierunku wiatru.

Zmiany pogody na froncie ciepłym Obserwowany wiatr, temperatura, ciśnienie, wilgotność, chmury i deszcz dają charakterystyczny obraz frontu ciepłego Zauważ skręt wiatru i zmianę temperatury na froncie ciepłym

Front chłodny – cechy na mapie

Przejście frontu chłodnego Dla frontu chłodnego typowy jest układ chmur, zmiana temperatury i skręt wiatru. Front nachylony jest ostro do powierzchni Ziemi (1km na 50km), i chmury typu Cirrus poprzedzające jego nadejście. Frontogeneza wiąże się z dużą dynamiką, która może wytworzyć szybko poruszającą się linię burz leżącą wzdłuż frontu.

Zmiany pogody na froncie chłodnym

Nasilenie frontu Obraz satelitarny pokazuje ewolucję od słabego frontu i jego wzmocnienie, gdy znad lądu przesuwa się nad ciepłą wodą.

Fronty zokludowane Szybko poruszające się fronty chłodne mogą dogonić wolniej poruszające się fronty ciepłe, szczególnie gdy towarzyszą im wiatry cyklonalne.

Cyklony umiarkowanych szerokości Fronty zokludowane są typowe dla cyklonów umiarkowanych szerokości

Na mapach przyziemnych zaznaczamy dane meteorologiczne ze stacji i na ich podstawie wykreślamy: izobary – linie jednakowego ciśnienia izotermy – linie jednakowej temperatury izolinie temperatury punktu rosy strefy opadów położenie frontów atmosferycznych

Typy map synoptycznych mapy przyziemne mapy topografii bezwzględnej (wysokości wyższych powierzchni izobarycznych) mapy topografii względnej (grubości warstw między dwoma powierzchniami izobarycznymi)

Wzór barometryczny: Wzór barometryczny: określa zależność między wysokością h w polu grawitacyjnym g a ciśnieniem atmosferycznym p. p0 – ciśnienie atmosferyczne na poziomie odniesienia (najczęściej powierzchni Ziemi), μ - masa molowa powietrza (0.02896 kg/m3), g - przyspieszenie ziemskie, R - stała gazowa, T - temperatura powietrza

Zmiany ciśnienia z wysokością 500 mb 5.4 km 3.0 km 700 mb 850 mb 1.4 km

Mapy topografii bezwzględnej zawierają izolinie jednakowej wysokości tych poziomów izobarycznych (m. in. 850 hPa, 700 hPa, 500 hPa), inaczej nazywamy je liniami jednakowego geopotencjału. Dodatkowo zaznaczamy na nich izotermy, linie jednakowej temperatury punktu rosy i inne w miarę potrzeby pow. 850 hPa geopotencjał i temp. punktu rosy

pow 500 hPa – geopotencjał i temperatura

Wysokości powierzchni izobarycznych zależą od wartości ciśnienia przy powierzchni Ziemi i od temperatury w warstwie między powierzchnią Ziemi a daną powierzchnią izobaryczną 600hPa 700hPa 800hPa 900hPa Jeżeli obszar jest termicznie jednorodny, to wysokości kolejnych powierzchni izobarycznych zależą od ciśnienia przy powierzchni Ziemi.

ciepło 700hPa 800hPa chłodno chłodno 900 hPa Jeżeli temperatura się zmienia, to nad ciepłym obszarem wysokość kolejnych powierzchni izobarycznych rośnie

Wpływ nagrzewania na strukturę układów barycznych

Wpływ wychładzania na strukturę układów barycznych – radiacyjne wychładzanie jest odpowiedzialne za powstawanie głównych ośrodków wysokiego ciśnienia

Wpływ nagrzewania na strukturę układów barycznych – uwalnianie ciepła utajonego. Ma duże znaczenie przy powstawaniu huraganów, monsunów, i cyklonów pozazwrotnikowych nad morzem. Mniej ważne przy niżach nad kontynentem

Surface Maps Mapy powierzchniowe pokazują położenie głównych układów barycznych, frontów, warunków pogodowych w różnych miejscach.

CAA WAA Mapy topografii bezwzględnej 850 mb Są wykorzystywane do analizy adwekcji termicznych i zjawisk obserwowanych na powierzchni Ziemi.

Mapy topografii bezwzględnej 700 mb Są wykorzystywane do analizy poruszania się burz wewnątrzmasowych.

H L L L Mapy topografii bezwzględnej 500 mb Są wykorzystywane do przewidywania tras przemieszczania się cyklonów.

Mapy topografii bezwzględnej 300 mb i 200 mb Są wykorzystywane do identyfikacji położenia prądów strumieniowych.

Widmo widzialne Obraz VIS pokazuje ilość promieniowania słonecznego odbitego od Ziemi w widmie 0.4 - 0.7 μm. Obraz VIS image jest przybliżeniem albedo Ziemi. Jasne obszary to większe odbicie, ciemniejsze – słabą. Brak danych w nocy. Duże, grube chmury wydają się białe, ponieważ mają duże albedo. Cieńsze chmury są jasnoszare. Ocean z bardzo niskim albedo wydaje się czarny. Ląd, cechuje się albedem zależnym od typu powierzchni i jest widzialny w postaci różnych odcieni szarości.

Widmo podczerwone Czujniki podczerwieni (IR) na pokładzie orbitujących i geostacjonarnych satelitów mierzą ilość energii w podczerwieni emitowanej przez Ziemię i atmosferę. Ponieważ ilość emitowanej energii zależy od temperatury powierzchni obraz w podczerwieni jest zasadniczo obrazem temperatury powierzchni lub wierzchołków chmur. Niebieskie to wysokie wierzchołki chmur, czerwona – powierzchnia Ziemi lub bardzo niskie chmury.

Para wodna Obok widma widzialnego i podczerwieni możliwa jest też rejestracja energii absorbowanej i ponownie emitowanej przez parę wodną. Energia emitowana w podczerwieni przez parę wodną w postaci fal o długościach od 6.7 do 7.3 μm i następnie konwertowane do “brightness temperature”. Stopień szarości odpowiada określonej temperaturze. Ciemniejsze obszary odpowiadają małej ilości pary wodnej w powietrzu, jaśniejsze są wilgotne. Obraz zawartości pary wodnej pokazuje obszary o różnej wilgotności nawet gdy nie ma chmur.

Co to jest? IR VIS

Co to jest? śnieg śnieg Cirrus Cirrus Stratus Stratus Śnieg ma wysokie albedo, ale niezbyt niską temperaturę. Stratus w Mississippi jest podobny, i wispy ale zimne obiekty w Ontario są cirrusami. http://www.rap.ucar.edu/weather/satellite/

Co to jest? IR VIS

Co to jest? Cumulus Cumulus Cumulo Cumulo Nimbus Nimbus Cirrus Cirrus Niskie (ciepłe) i rozproszone chmury w Georgii są cumulusami. Rozproszone wysoko sięgające chmury na Florydzie to cumulonimbusy. Chmury na pd-wsch od Florydy są cirrusami

Barotropowość i baroklinowość W atmosferze barotropowej izobary są równoległe do izoterm. W swobodnej atmosferze przepływ powietrza jest równoległy do izobar, czyli również do izoterm. Nie ma zatem adwekcji ciepła lub chłodu. W atmosferze baroklinowej przepływ równoległy do izobar powoduje napływ mas ciepłych lub chłodnych – adwekcję ciepła lub chłodu

Adwekcja ciepła lub chłodu Jeżeli powietrze płynie z obszaru chłodniejszego, ku cieplejszemu mówimy o adwekcji chłodu Jeżeli powietrze płynie z obszaru cieplejszego, ku chłodniejszemu mówimy o adwekcji ciepła

adwekcja ciepła i chłodu Rysunek D przedstawia adwekcję ciepła. W wyniku przepływu powietrza wzrasta temperatura Z drugiej strony, rysunek E przedstawia adwekcję chłodu. Napływ mas powietrza związany jest ze spadkiem temperatury

Adwekcja ciepła Adwekcja ciepła występuje, gdy ciepłe powietrze wypiera z danego obszaru chłodne. Linie poziome na poniższym rysunku są izotermami w stopniach Fahrenheita a strzałki symbolizują wiatr. Na skutek adwekcji ciepła temperatura wzrasta.

Wynikiem adwekcji ciepła jest wzrost temperatury Wynikiem adwekcji ciepła jest wzrost temperatury. Poniższa animacja pokazuje jak adwekcja ciepła generuje konwekcję. Adwekcja ciepła ma miejsce na rys. A podczas, gdy na rys. B przedstawia przekrój pionowy przez obszar, nad który napływa ciepłe powietrze. Wraz z adwekcją ciepła (rys.A), izobary na rys. B zaczynają wznosić się ponieważ powietrze ciepłe jest mniej gęste niż otaczające je powietrze chłodne. Zakrzywienie izobar z powodu adwekcji ciepła tworzy lokalny obszar podwyższonego ciśnienia ("H" na rys. B), zmieniając siłę gradientu ciśnienia. Gdy powietrze przemieszcza się z obszaru podwyższonego ciśnienia nad obszar obniżonego ciśnienia ("L" na rys. B), powietrze wznosi się na skutek adwekcji ciepła.

Adwekcja chłodu Adwekcja chłodu jest procesem zachodzącym, gdy wiatr wieje z obszaru chłodniejszego ku cieplejszemu. Poziome linie to izotermy w stopniach Celsjusza a strzałki symbolizują wiatr. Na skutek adwekcji chłodu temperatura spada. 16 18 20 22

Wynikiem adwekcji chłodu jest ochłodzenie Wynikiem adwekcji chłodu jest ochłodzenie. Poniższa animacja poniżej przedstawia jak adwekcja chłodu prowadzi do osiadania. Adwekcja chłodu przedstawiona jest na rysunku A podczas, gdy rysunek B przedstawia przekrój pionowy przez atmosferę. 16 18 20 22 Wraz z adwekcją chłodu (Rys. A), izobary na rys. B przesuwają się ku dołowi (osiadają) powietrze chłodne jako gęstsze zajmuje mniejszą objętość. Zakrzywienie izobar z powodu adwekcji chłodu powoduje powstanie lokalnego ośrodka obniżonego ciśnienia ("L" na rys. B"), zmieniając siłę gradientu ciśnienia. Ponieważ powietrze z obszaru wysokiego ciśnienia ("H" na rys. B) przesuwa się ku niższemu ciśnieniu powietrze osiada dalej. W ten sposób osiadanie jest spowodowane adwekcją chłodu.

Adwekcja ciepła lub chłodu na powierzchni 850 hPa jest wskaźnikiem nadchodzących zmian pogody Adwekcja ciepła na pow. 850 hPa wskazuje na wzrost temperatury przy powierzchni Ziemi, podczas, gdy adwekcja chłodu poprzedza spadek temperatury. Regiony o najsilniejszej adwekcji to te, w których izotermy (czerwone) są prostopadłe do izolinii geopotencjału (niebieskie). Fioletowa strzałka wskazuje obszar wyjątkowo intensywnej adwekcji chłodu, a czerwona adwekcji ciepła na powierzchni 850 hPa. Skutek takiej adwekcji jest odczuwalny zwykle następnego dnia.

Adwekcja wilgoci na powierzchni 850 hPa Adwekcja wilgoci to poziomy transport wilgoci, który odgrywa ważną rolę w formowaniu opadów atmosferycznych. Jeśli wilgoci jest niewiele prawdopodobieństwo opadu jest zerowe. Jednakże, gdy do obszaru rozwijającego się niżu dopływa wilgoć istnieje prawdopodobieństwo bardzo silnego opadu. Adwekcja wilgoci często towarzyszy adwekcji ciepła. Szukając obszarów o najsilniejszej adwekcji wilgoci, przyglądamy się, gdzie izolinie geopotencjału (niebieskie) są prawie prostopadłe do izolinii temperatury punktu rosy (czerwone przerywane)

Największe opady występują w obszarach o najsilniejszej adwekcji wilgoci. W regionach o adwekcji suchego powietrza ( stany zachodnie) brak opadów atmosferycznych.

Identyfikacja frontu chłodnego na mapie synoptycznej Front na powierzchni leży wzdłuż linii silnego gradientu temperatury. Front na powierzchni leży wzdłuż linii silnego gradientu temperatury punktu rosy. Front towarzyszy zatoce niskiego ciśnienia – ciśnienie spada przed frontem i rośnie po jego przejściu

Identyfikacja frontu chłodnego na mapie synoptycznej Zimne powietrze wypiera ciepłe. Wiatr gwałtownie skręca, 6. Opady (jeśli występują) leżą tuż przed i wzdłuż frontu

Identyfikacja frontu chłodnego na mapie synoptycznej

Alaliza frontu ciepłego ciśnienie (linie ciągłe) temperatura (linie przerywane) Ciepły front leży wzdłuż zatoki niskiego ciśnienia Front leży wzdłuż linii silnej zmiany temperatury)]

Analiza frontu ciepłego Temp. punktu rosy (linie ciągłe) strzałki wiatru Na linii frontu wiatr zmienia kierunek–. Front wiąże się ze zmianą temperatury punktu rosy

Fala opadów występuje na północ od linii frontu

linia frontu wyznaczona na podstawie tych cech

Front zokludowany (opis klasyczny) Chłodne powietrze w zachodniej części niżu przemieszcza się na południe wokół centrum niżu Chłodne powietrze na północ od frontu ciepłego powoli płynie na północ. Chłodne powietrze płynie dalej ku pólnocnemu wschodowi wypierając front ciepły ku górze .

Wykorzystanie zdjęć satelitarnych do określania położenia frontów

Mapa topografii względnej określa temperaturę w rozważanej warstwie