POGODA.BY | Метеословарь | Белгідромет

1. Карти абсолютної топографії (АТ)
2. Карти погоди приземні
3. клімат
4. Конвекція
5. Карта геотермальна і карта гроз, супутникові знімки
6. конденсація
7. Коріоліса сила
8. кристалізація
9. Крупа
10. купчасті хмари
11. Купчасто-дощові хмари

A Б B Г Д Е З І До Л М Н Про П Р З Т У Ф Х Ц Ш Е Я глосарій

Карти абсолютної топографії (АТ)

Карта абсолютної топографії АТP являє собою карту висот даної ізобаричної поверхні p = const над рівнем моря. Областям з найбільш високим становищем изобарических поверхонь відповідає більш високий тиск, а з найбільш низьким - більш низький тиск.

Тим самим карта абсолютної топографії p = const характеризує стан баричного поля.
Крім геопотенціальною висот, на карту АТP наносять температуру, дефіцит точки роси, швидкість і напрям вітру на даній ізобаричної поверхні
Наближені висоти основних изобарических поверхонь:

p, гПа 1000 925 850 700 500 300 Н, км 0 0.75 1,5 3 5 9

Поєднавши значення рівних висот изобарических поверхні, отримаємо ізолінії - ізогіпс.
Ізогіпс на картах АТ850, АТ700, АТ500 проводяться через 4 геопотенціальною декаметри (гп. Дам) кратно 4, наприклад, на карті АТ850 - 120, 124, 128 г п. дам і т.д., на карті АТ700 - 268, 272, 276 і т.д., на карті АТ500 - 532, 536, 540 і т.д. Інтервал динамічної висоти 4 гп. дам обраний тому що він приблизно відповідає інтервалу тиску в 5 гПа, прийнятому при проведенні изобар на приземної карті погоди .

На картах АТ300 і на верхніх поверхнях ізогіпс проводять через 8 гп. дам (кратні 8, наприклад, на АТ300 - 920, 928 і т.д.).

Посилання.
карти погоди .
Візуалізація даних чисельних прогностичних моделей UКМЕТ, GFS. Синоптична карта, фактичні дані з аеропортів. Регіон - Європа.

Карти погоди приземні

Приземні карти погоди складаються шляхом нанесення метеорологічних даних, що містяться в метеорологічних телеграмах.
На приземні карти наноситься великий комплекс метеорологічних величин і явищ погоди, тому вони є найбільш інформативними.
Залежно від призначення карта погоди складаються для разлічниз територій: півкуль, частини континентів або океанів (основні карти), кількох адміністративних районів (кільцеві карти, або кільцівки).

Схема нанесення метеорологічних даних навколо символів станцій:
TT - Температура повітря ;
VV - видимість;
ww - погода в загальному не змінився;
TdTd - температура точки роси ;
PPP - тиск на рівні моря;
pp, a - барическая тенденція і її характеристика;
W - пройшла погода;
h - висота нижньої межі хмарності;
N - загальна кількість хмар;
Nh - кількість хмар нижнього ярусу (бали);
CH, CM, CL - форма хмар верхнього, середнього і нижнього ярусів відповідно.

Надалі карти погоди піддаються обробці і аналізу. Первинний аналіз (обробка) приземних карт полягає у виконанні наступних операцій:
• Проводять і підписують ізобари;
• Проводять і підписують ізолінії тенденцій (рівного зміни тиску за 3 години);
• Виявляють і позначають центри циклонів , антициклонів , Областей падіння і зростання тиску;
• Виділяють кольором (піднімають) опади і явища погоди ;
• Проводять лінії атмосферних фронтів . При проведенні ліній фронтів використовуються дані як приземних так і висотних карт погоди (Баріка), причому між цими даними не повинно бути суперечностей. використовуються також знімки хмарності зі супутників .

Обробка карти не є чисто технічною операцією. Вона здійснюється із застосуванням основного прийому і основних принципів синоптичного аналізу , Що вимагає розуміння фізичної сутності синоптичних процесів. повністю оброблена приземному карта погоди називається приземним аналізом.

Додатково.
Див. код синоптичний .

Посилання.
карти погоди .
Карта прогнозу опадів, температури повітря, атмосферного тиску, швидкості вітру за даними численних прогностичних моделей UКМЕТ, GFS.
Синоптичні карти, фактичні дані з метеостанцій аеропортів. Регіон - Європа.
Карта висоти снігового покриву, карта 12-ти годинний суми опадів, карта мінімальної і максимальної температури повітря, температури грунту.
Температура поверхні моря.

клімат

Код синоптичний (КН01)

Код синоптичний КН-01.

Синоптичні карти складаються на основі регулярних спостережень за погодою на метеорологічних станціях. Спостереження передаються в центральні установи служби погоди у вигляді спеціальних метеорологічних телеграм.

При складанні синоптичних карт кожна телеграма дешифрируется, і її зміст наноситься на карту у вигляді цифр і символів, що відображають умови погоди у поверхні Землі і відомості про хмарах. Для складання приземних карт погоди за даними наземних і морських станцій спостереження використовуються наступні групи з телеграм, згідно з кодом КН-01:
YYGGiw Iiiiii iRiХhVV Nddff 1SnTTT 2SnTdTdTd 4PPPP 5appp 7wwW1W2 8NhCLCMCH 222DsVs 0sTwTwTw 6IsEsEsRs 333 8NsChshs 9SpSpspsp.

Розшифровка деяких груп:
YYGGiw, де YY - число місяця, GG - годину, для якого складається дана карта.
Iiiiii - індекс станції по каталогу ВМО
Група iRiХhVV, де h - висота найнижчих хмар [м], VV - видимість [М].
Група Nddff, де N - загальне число хмар в балах, ddff - напрямок [º] і швидкість вітру [М / с].
Група 1SnTTT - Температура повітря [ºC].
Група 2SnTdTdTd - температура точки роси [ºC].
Група 4PPPP - тиск на рівні моря [гПа].
Група 5appp - характеристика і величина [гПа / 3 ч] барической тенденції .
Група 7wwW1W2, де ww - погода в загальному не змінився, W1W2 - пройшла погода.
Група 8NhCLCMCH, де Nh - кількість хмар нижнього або середнього ярусів,
CL, CM, CH - форма хмар верхнього, середнього і нижнього ярусів відповідно.

Основні синоптичні знаки.

Додатково.
Див. Схема наноскі метеоданих на карту погоди .

Конвекція

Повітря в тропосфері знаходиться в стані постійного перемішування по вертикалі. Це перемішування - результат атмосферної турбулентності, включаючи і термічну конвекцію, обумовлену архимедовой силою.

висхідний повітря адиабатически охолоджується на 1 ° на 100 м, поки він не насичений, і на кілька десятих часток градуса на 100 м, коли він досяг стану насичення. Опускається повітря, навпаки, нагрівається на 1 ° на кожні 100 м спуску. В результаті підйому обсягів вгору і опускання інших вниз в процесі перемішування встановлюється таке тепловий стан при якому настає конвективное рівновагу. Тропосфера в середньому дуже близька до такого стану.

Конвекція взагалі має турбулентний характер - характер безладного перемішування повітря. Але при вертикальних градієнтах температури, близьких до адиабатическим , Тобто при нестійкій рівновазі атмосфери вона стає впорядкованою, саме - перетворюється в потужні і значні за площею поперечного перерізу вертикальні струми повітря, причому швидкості висхідних струмів можуть досягати 10-20 м / с.

Для розвитку конвекції в сухому або ненасиченому повітрі потрібно, щоб вертикальні градієнти температури, в повітряному стовпі були більше сухоадіабатіческого. У цьому випадку говорять, що атмосфера має нестійкій стратифікацією. При вертикальних градієнтах температури менше сухоадіабатіческого - умови для розвитку конвекції несприятливі. Кажуть, що атмосфера має стійкою стратифікацією.

Отже, конвекція розвивається тільки при нестійкій стратифікації . При цьому чим нестійкіше стратифікація, т. Е. Чим більше вертикальні градієнти температури перевищують адиабатические градієнти (сухоадіабатіческій для ненасиченого повітря і влажноадіабатіческій для насиченого), тим сильніше розвивається конвекція .

Над сушею, в умовах великого добового ходу температури поверхні грунту (особливо влітку), вдень нижні шари повітря сильно прогріваються від поверхні грунту і вертикальні градієнти температури зростають. У приземному шарі вони можуть стати дуже великими, на кілька порядків величини перевищуючи сухоадіабатіческій градієнт. В середньому ж в нижніх сотнях метрів або кілометрів вони наближаються до сухоадіабатіческому і, у всякому разі, більше, ніж влажноадіабатіческіе градієнти. Стратифікація атмосфери стає, таким чином, нестійкою, і виникає конвекція.

Як нестійкість стратифікації, так і конвекція особливо великі близько полудня і в перші післяполудневі години. Тому купчасті хмари , зливові опади і грози над сушею, пов'язані з конвекцією, мають максимальний розвиток саме після полудня. До вечора стратифікація стає стійкіше, а в нічні години, коли приземний шар повітря охолоджується від грунту, стратифікація може стати навіть настільки стійкою, що розвиваються приземні інверсії температури , Т. Е. Температура повітря над грунтом з висотою не падає, а зростає. Зрозуміло, що конвекція в цей час доби затихає.

Іншими будуть умови над морем. Добовий хід температури на поверхні моря дуже малий. Тому істотного денного збільшення нестійкості над морем не буде, отже, не буде і післяполудневого максимуму в розвитку конвекції. Навпаки, в нічні години нестійкість над морем дещо зростає. Це пов'язано з тим, що у поверхні моря температура вночі залишається майже такий же, як і днем, а на висотах у вільній атмосфері температура вночі падає внаслідок радіаційного охолодження повітря. Тому вертикальні градієнти температури над морем вночі дещо зростають, а разом з ними посилюється і конвекція.

Карта геотермальна і карта гроз, супутникові знімки

Діагноз конвективних явищ ( грози , граду , Шквалів), оцінка інтенсивності пов'язаних з ними процесів є складною і ще не вирішеною проблемою супутникової метеорології.
Найбільш результативно моніторинг таких процесів здійснюється за допомогою наземних метеорологічних радіолокаторів (МРЛ).

Внаслідок скорочення мережі МРЛ виникла гостра необхідність в розробці та удосконаленні супутникових методів діагнозу таких процесів. З'явилися в останні роки методи оцінки метеорологічних параметрів за інформацією радіометрів мікрохвильового і ІК-діапазону створили необхідні передумови для вирішення проблеми супутникового діагнозу злив, гроз та граду.

Геотермальна карта на сайті метеослужби Туреччини. Тут, кольору червоний, зелений, синій означають помірну, високу і дуже високу інтенсивність конвективних явищ (грози, зливи, град, шквали).

Посилання.
Знімки хмарності з супутника на сайті Hobitus.com .
Карта грозових розрядів Білорусь, Європа.

конденсація

Конденсація - перехід води з газоподібного в рідкий стан. Конденсація відбувається в атмосфері у вигляді освіти найдрібніших (зародкових) крапельок, діаметром близько декількох мікронів. Більш великі краплі утворюються шляхом злиття дрібних крапельок або шляхом танення крижаних кристалів.

Конденсація починається тоді, коли повітря досягає насичення, а це найчастіше відбувається в атмосфері при зниженні температури повітря . кількість водяної пари , Недостатнє для насичення, з пониженням температури до точки роси стає насичує. При подальшому зниженні температури надлишок водяної пари понад те, що потрібно для насичення, переходить в рідкий стан.
Виникають зародки хмарних крапельок, т. Е. Початкові комплекси молекул води, які в подальшому ростуть до величини хмарних крапельок. Якщо точка роси лежить значно нижче нуля, то спочатку виникають такі ж зародки, на яких ростуть переохолоджені крапельки; але потім ці зародкові крапельки замерзають, і на них відбувається розвиток крижаних кристалів.

Охолодження повітря найчастіше відбувається адіабатично. Адіабатичне процес - це процес протікає без теплообміну з навколишнім середовищем.
Поки повітря не насичений, він охолоджується адиабатически, тобто на один градус на кожні 100 м підйому. Таким чином, для повітря, чи не дуже далекого від насичення, цілком достатньо піднятися вгору на кілька сотень метрів, в крайньому випадку на одну-дві тисячі метрів, щоб в ньому почалася конденсація.

Механізми такого підйому повітря різні. Повітря може підніматися в процесі турбулентності у вигляді невпорядкованих вихорів. Він може підніматися в більш-менш сильних висхідних токах конвекції . Може відбуватися і підйом великих кількостей повітря на атмосферних фронтах , Причому виникають хмарні системи, що покривають площі в сотні тисяч квадратних кілометрів. Підйом повітря може відбуватися і в гребенях атмосферних хвиль, внаслідок чого також можуть виникати хмари на тих висотах, де існує хвильовий рух.

Залежно від механізму підйому повітря виникають і різні види хмар . при утворенні туманів головною причиною охолодження повітря є вже не адіабатичний підйом, а віддача тепла з повітря до земної поверхні. В атмосфері відбувається не тільки освіту крапельок, але і сублімація - утворення кристалів, перехід водяної пари в твердий стан.

Додатково.
Важливою характеристикою хмари є його водність. Водністю хмари називається кількість води, що міститься в 1 м3 хмари. Водність хмари, що складаються з дрібних крапель не перевищує 1 г / м3 і найчастіше становить 0,2-0,4 г / м3. У центральній частині розвинених купчастих хмар водність досягає 2 г / м3, в купчасто-дощових вона може становити 4-5 г / м3.

Водність крижаних хмар зазвичай не перевищує 0,02-0,061 г / м3. У змішаних хмарах водність становить 0,2-0,3 г / м3.

Коріоліса сила

Вітром називається рух повітря відносно земної поверхні, т. Е. Щодо системи координат, що обертається разом з Землею. У механіці доводиться, що при русі будь-якого тіла під обертається системі координат виникає відхилення від первісного напрямку руху щодо цієї системи.

Іншими словами, тіло, що рухається під обертається системі координат, отримує відносно цієї системи так зване поворотний прискорення, - прискорення Коріоліса, спрямоване під прямим кутом до швидкості. Таким чином, поворотний прискорення не змінює величину швидкості, а тільки змінює напрямок руху.

Горизонтальної складової поворотного прискорення на Землі має величину А = 2ω sin φV, де ω є кутова швидкість обертання Землі, φ - географічна широта і V - швидкість вітру.

Сила обертання Землі звертається в нуль у екватора і має найбільшу величину на полюсі. Вона також пропорційна швидкості вітру V і звертається в нуль при швидкості, що дорівнює нулю.
Якщо тіло нерухомо, то ніякого прискорення відносно Землі воно отримати не може. Направлена ​​відхиляє сила під прямим кутом до швидкості, вправо в північній півкулі і вліво в південному.

кристалізація

Поряд з конденсацією водяного пара в атмосфері спостерігається замерзання водяних крапель. Водяні краплі при негативних температурах можуть замерзнути і утворити крижані частки. За сучасними уявленнями, для утворення крижаної фази потрібно, щоб всередині водяної краплі сформувався зародок нової фази - льоду. Такий процес називається гомогенним.
Зародок може утворитися і на сторонньому ядрі, який за аналогією з ядром конденсації носить назву ядра кристалізації. У цьому випадку має місце гетерогенний фазовий перехід.

замерзання переохолоджених крапель в реальній атмосфері може відбуватися за рахунок двох механізмів зазначених вище: гомогенного і гетерогенного льодоутворення. Гетерогенне льодоутворення передбачає наявність особливих ядер конденсації , Які є підкладкою для елементів крижаної фази.
У ролі ядер кристалізації можуть виступати частинки і молекули солей. Число цих ядер в атмосфері не велика, про що свідельсвует стійке існування переохолоджених хмар при температурах до -12 ..- 15 ° C. Тому можна припустити, що основну роль в замерзанні хмарних крапель грає все ж гомогенне льодоутворення.

Максимальна ймовірність утворення плоских зародків льоду спостерігається при температурі близько -12 ..- 17 ° C (рівень замерзання), а об'ємних - близько -40 ° C, тобто при температурі менше -40 ° C хмари вже цілком складаються з крижаних кристалів.

Крижані кристали, що становить хмара, відрізняються як різноманітністю форм, так і своїми розмірами. Основна форма твердих хмарних частинок - шестигранна призма (див. Фото сніжинки ).

Кристалізація різко прискорюється при введенні в переохолоджене хмара деяких речовин. Наприклад, при введенні йодистого срібла кристалізація може початися вже при -4 ° C. Цей ефект використовується при штучних впливах на хмари.

Додатково. Водність хмари.

Крупа

Освіта крупи. В купчасто-дощових хмарах , В яких швидкість вертикальних потоків досягає 10 м / с і більше, укрупнення кристалів відбувається не тільки шляхом сублімації , Але і шляхом їх обзерненія, тобто швидкого намерзання на кристал крапельок води. Цей процес відбувається в зоні хмари, що містить багато дрібних переохолоджених крапель.

При цьому процесі кристали перетворюються в білі або матово-білі кульки - сферокрісталли, що представляють собою снігову крупу.

Умови, сприятливі для утворення крупи, часто створюються в купчасто-дощових хмарах фронтального походження. Тому при проходженні холодних фронтів при температурі повітря вище 0 ° C (навесні і восени) разом з зливовим дощем може випадати крижана крупа , А при температурі близько нуля разом з зливовим снігом може випадати сніжна крупа .

купчасті хмари

Плоскі купчасті хмари, або «хмари гарної погоди» - Cumulus humilis (Cu hum.). Утворюються в разі спокійній літньої погоди в антициклоні над сушею при стійкій стратифікації в середніх шарах атмосфери. Вони здаються плоскими, так як їх висота менше горизонтальної протяжності. В основному виникають вранці, досягають максимального розвитку до полудня, а до вечора розтікаються.

Вертикальна потужність - від сотень метрів до кількох кілометрів. Складаються з крапель води діаметром 8-15 мкм. Колоїдального-стійкі, тобто опадів не дають.

Купчасто-дощові хмари

Купчасто-дощові (Cumulonimbus, Cb). Білі хмари з темними, іноді синюватими підставами, що піднімаються у вигляді величезних мас, подібних горах з сліпуче білими вершинами.
Висота підстави 0,4-2 км. Опади мають зливовий характер, часто спостерігається гроза .

1. Лисі (Cumulonimbus calvus, Cb calv.). Вершини круглі.
2. Волохаті (Cumulonimbus capillatus, Cb cap.) C ковадлами.

Хмари термічної конвекції

Освіта Cb. Під дією сонячної радіації відбувається інтенсивний нагрівання поверхні. Над більш нагрітими виникають висхідні руху повітря, а над менш нагрітими спадні. Так виникає термічна конвекція . Поступово окремі струмені зливаються і утворюють потужний висхідний потік, який втягує в себе все б про льшие і б про льшие об'єми повітря. На його периферії утворюються численні низхідні рухи.
В наслідок конвективних рухів в атмосфері утворюються конвективні (купчасті хмари), конкретна форма яких залежить від інтенсивності конвекції. Остання залежить від як від ступеня неоднорідності поверхні, так і від характеру термічної стратифікації атмосфери, тобто від ступеня її нестійкості.
Швидкість висхідних рухів повітря в конвективних хмарах змінюється від декількох часток метрів в секунду до 30-40 м / с.

Якщо нестійкий стан атмосфери є в порівняно невеликому шарі над рівнем конденсації , А вище розташований затримує шар ( шар інверсії температури ), То утворюються хмари гарної погоди - Cu hum.

При відсутності будь-якого затримує шару купчасті хмари продовжують розвиватися по вертикалі, набуваючи більш різкі обриси і перетворюючись в Cu cong. - потужні купчасті хмари.
Якщо вміст вологи повітря велике і є сприятливі умови, то потужне купчасті хмари зростає в вертикальному і горизонтальному напрямку. Якщо його вершина досягне рівня замерзання, то починається її заледеніння, тобто хмарні елементи будуть замерзати і купувати кристалічну структуру.
Саме в момент утворення кристалів хмара змінює свій зовнішній вигляд: вершина набуває сліпуче білий колір і знаходить волокнисту структуру; підставу темніє, приймаючи з тіньової сторони свинцевий відтінок.

Вертикальне розвиток хмари триває до тих пір, поки температура піднімається повітря не зрівняється з температурою навколишнього середовища.
Особливо різко гальмується ріст хмари, коли його вершина потрапляє в шар з глибокої інверсією температури , Тоді вершина купчасто-дощової хмари розтікається під шаром інверсії, утворюючи так звану ковадло.
При великий енергії висхідних рухів, пов'язаної з виділенням теплоти конденсації вершина Cb може досягти рівня тропопаузи (тропопауза є затримує шаром у верхній тропосфері), а іноді і на 1-2 км перевищувати його. Зрозуміло, що з таким Cb, будуть пов'язані особливо інтенсивні опади, грози і шквал, що досягають деколи катастрофічною інтенсивності.

Купчасто-дощові хмари по своиму складу змішані, що складаються з крапель води (в тому числі і переохолоджених) і крижаних кристалів. До рівня нульової ізотерми Cb складаються з крапель води. Вище цього рівня - з переохолоджених водяних крапель. Переохолоджені краплі в хмарі спостерігаються до рівня, де температура повітря становить -12 ..- 17 ° C, вище цього рівня відбувається вже сублімація водяної пари і хмари складаються в основному з кристалів.

Вертикальна потужність купчасто-дощових хмар в Європі на широті РБ в зимовий час не перевищує 4-5 км (інтенсивний зливовий сніг), а в літній коливається від 5-7 км (зливи), до 7-11 км (грози), в окремих випадках досягає 13-15 км (оч. сильні зливи, погрожуй , град ). Енергія теміческой нестійкості Cb порядку 1014Дж, що приблизно відповідає енергії типовий атомної бомби. Системи Cb з радіусом понад 100 км - 1017Дж (воднева бомба).

Додатково.
Відповідно до прийнятої ВМО класифікації, виділяють три типи купчасто-дощових хмар: одноячейковие, многоячейковие і хмари типу сверхячеек (суперячеек). Охарактеризуємо коротко кожен з цих типів.

Одноячейковие хмари Сb розвиваються в дні зі слабким вітром в малоградіентним барических полях. Вони складаються з однієї конвективного осередки з висхідним потоком в центральній частині і мають осесиметричних форму. Ці хмари можуть досягати грозовий і Градовой інтенсивності, однак після випадання опадів вони швидко руйнуються, тому що випадають опади пригнічують висхідні потоки і стимулюють спадні, що веде до руйнування осередку. Тривалість життя таких Сb близько 1 ч, верхня межа досягає рівня 8-12 км, поперечний розмір 5-20 км. Одноячейковие хмари сь складають 20-30% всіх спостережуваних Сb, з яких випадає град (за даними спостережень на Кавказі і в Ферганській долині).

Більш потужні і довгоживучі хмари Сb складаються з декількох конвективних осередків, що знаходяться на різних стадіях розвитку. Вони мають поперечні розміри 20-40 км, їх вершини нерідко піднімаються до Тропопауза і проникають в стратосферу. У таких хмарах нові осередки утворюються на їх правому фланзі щодо направлення переміщення хмарної системи і в міру розвитку зміщуються вліво.

Многоячейковие хмари розвиваються переважно на основних і вторинних холодних фронтах; їх вершини зміщені щодо заснування в напрямку зсуву вітру в навколишньому повітрі. У передній частині многоячейкового грозового вогнища розташовується зона висхідних потоків. Опади випадають кілька позаду цієї зони, так що спадний потік, викликаний інтенсивними опадами, і висхідний потік межують одна з одною; межа розділу утворює в хмарі і під хмарою мезофронт.

Розтікання холодного повітря низхідних потоків у поверхні Землі обумовлює виникнення зони посилених, рвучких вітрів (фронту поривчастої або лінії шквалів). З многоячейковимі хмарами Сb пов'язані сильні зливи, грози, град. Тривалість життя таких конвективних осередків в середньому близько 1,5 ч. Вони складають до 30% всіх градових осередків.

Найбільш інтенсивні грозові і градові вогнища розвиваються по типу сверхячейкі (кластера). Такі осередки мають одноячейковую структуру радіоеха кругової або еліптичної форми з характерними горизонтальними розмірами 20-40 км і висотою 12-16 км. На його правому фланзі (по потоку) розташовується зона потужного висхідного потоку, швидкості якого досягають 40 м / с.

На фотографії - сверхячейка над м.Мінськ 04.08.2010 року.

Сверхячейкі розвиваються на холодних фронтах і фронтах оклюзії по типу холодного фронту при сильній статистичної нестійкості і великих зрушеннях вітру при слабкому його обертанні. Спадний потік в зоні інтенсивних опадів, швидкості в якому можуть перевищувати 20 м / с, обумовлює розвиток різкого мезофронта.

У зоні опадів і низхідних рухів тиск зазвичай підвищений, тут виникає так званий грозовий антициклон, який представляє собою купол щодо холодного повітря. Передня частина цього купола і є мезофронтом, при проходженні якого тиск і вологість повітря зростають, а температура різко падає. У верхній частині грозового вогнища, поблизу його вершини, є зона, де висхідний потік гальмується і випливає з хмари; тут спостерігаються великі швидкості вітру. В околицях вершин Сb имет місце складна картина вертикальних рухів, що нагадує картину обтікання гір з підйомом повітря по навітряного схилу і системою хвиль вниз по потоку.

Сверхячейковие хмари Сb зустрічаються відносно рідко і складають до 10% всіх спостережуваних градових осередків, однак з ними пов'язані найбільш небезпечні явища, в тому числі катастрофічні зливи і градобою. Це найбільш довгоживучі конвективні осередки, з тривалістю життя до 4 ч.

На фотографії - знімок з супутника сверхячейкі над західними районами Білорусі 08.08.2010 року. Метеостанція Нарочь зафіксувала о 11:39 UTC видимість в дощі 300 м, грозу і шквал поривом до 17 м / с. На нижній фотографії - град діаметром до 3 см випадає в м Мядель 08.08.2010.

Наведена класифікація не є вичерпною. Тільки близько 50% всіх спостережуваних осередків інтенсивної конвекції можна впевнено віднести до якого-небудь з перерахованих типів, в інших випадках конвективні осередки не відповідають критеріям, прийнятим для виділення основних трьох типів. Вони мають складну структуру і утворюють комплекси, нерегулярно змінюються в часі і просторі.

За посиланням http://yarohalive.livejournal.com/58649.html - наслідки проходження сверхячейкі 08.08.2010 р в місті Мядель.