Monsuny

Monsuny, Meteo

[ Pobierz całość w formacie PDF ]
Ogólne wiadomości o kształtowaniu się pogody w strefie międzyzwrotnikowej
12/22/09 4:11 PM
METEOROGIA TROPIKALNA
1. Ogólne wiadomości o kształtowaniu się pogody w strefie międzyzwrotnikowej
1.1.
1.2.
1.3.
1.1. Pogody w strefie cyrkulacji passatowej
Warunki pogodowe występujące w strefie międzyzwrotnikowej różnią się istotnie od
warunków pogodowych występujących w strefie szerokości umiarkowanych i wysokich. Wiąze
się to działaniem szeregu czynników, z których najważniejszym jest występujący w ciągu całego
roku dodatni bilans cieplny w strefie międzyzwrotnikowej. Jest on między innymi przyczną
występowania w strefie międzyzwrotnikowej małego zróżnicowania temperatury powietrza
między występującymi tam masami atmosferycznymi. To powoduje, że nie tworzą się tam fronty
atmosferyczne i nie występują pogody frontalne. Dodatni bilans cieplny, poprzez istnienie
małych i bardzo małych oraz wolno znieniających się poziomych gradientów termicznych w
dolnej troposferze wymusza istnienie względnie stałej cyrkulacji atmosfery, ta zaś powoduje
istnienie w dolnej troposferze stałych centrów działania atmosfery, wykształconych w postaci
odpowiednich układów barycznych. Położenie tych układów w krótkich odcinkach czasu (rzędu
godzin i pojedyńczych dni) jest praktycznie niezmienne. Zmiany w położeniu centrów działania
atmosfery zazanaczają się dopiero w dłuższych odcinkach czasu i praktycznie wykazują cykl
roczny, nawiązując z pewnym opóźnieniem do rocznego cyklu zmian dopływu energii
słonecznej.
Podstawowy układ sytuacji barycznej, jaki panuje w strefie międzyzwrotnikowej na Oceanie
Atlantyckim, we wschodniej i środkowej części Oceanu Spokojnego oraz leżącej na południe od
równika części Oceanu Indyjskiego określa z jednej strony istnienie stacjonarnych
wyżów
subtropikalnych
(podzwrotnikowych), z drugiej - strefy obniżonego ciśnienia, położonej
pomiędzy wyżami subtropikalnymi leżącymi na obu półkulach. Ponieważ najniższe wartości
ciśnienia strefy obniżonego ciśnienia występują w strefie równikowej lub położonej blisko
równika, stąd często w literaturze strefa ta jest nazywana
równikową strefą obniżonego
ciśnienia
.
Istnienie stacjonarnych wyżów subtropiklalnych związane jest z osiadaniem w rejonie
szerokości od 35 do 25° powietrza z górnych warstw troposfery. Zstępujące powietrze ogrzewa
się adiabatycznie, w związku z czym masy powietrza tworzące środkowe części tych wyżów są
gorące i bardzo suche. W takich warunkach brak jest możliwości rozwoju zachmurzenia, a tym
samym i wypadania opadów, natomiast promienie słoneczne mają niczym nieskrępowany
dostęp do powierzchni Ziemi.
Page 1 of 21
Ogólne wiadomości o kształtowaniu się pogody w strefie międzyzwrotnikowej
12/22/09 4:11 PM
Rys. 1. Pole ciśnienia nad Północnym Atlantykiem, 17 marca 2001, godz 00. Wyż subtropikalny (Wyż Azorski) o
wyraźnie zaznaczonej, równoleżnikowo ustawionej dłuższej osi (~25°N) z ciśnieniem w centrum > 1020 hPa
rozciągnięty między Wyspami Kanaryjskimi a Bahamami. Równikowa bruzda obniżonego ciśnienia (słabo
zarysowana) ciągnie się od Ameryki Południowej (040°W, 05°S) przez Atlantyk na ENE ku wybrzeżom Afryki
zajmując położenie na N od równika (zamknięte pole między 40 a 20°W, 02-05°N). Zwróć uwagę na asymetrię
gradientów barycznych na N i na S od osi wyżu subtropikalnego.
Page 2 of 21
 Ogólne wiadomości o kształtowaniu się pogody w strefie międzyzwrotnikowej
12/22/09 4:11 PM
Rys. 2. Północny Atlantyk. 17.03.2001. 00Z. Pole wiatru nad oceanem (10 m n.p.m.). Porównaj z obrazem pola
ciśnienia (mapa wyżej) Zwróć uwagę na panujące cisze i słabe wiatry (<5 m/s) w centralnej części wyżu.
Przeanalizuj zmiany prędkości i kierunku wiatru w strefie między osiową partią Wyżu Azorskiego a równikową strefą
obniżonego ciśnienia
Brak opadów i silna insolacja, zwiększająca poprzez silne parowanie deficyt wody w tej strefie
(25-35°), powodują, że na obszarach lądowych leżących w tych szerokościach występują
obszary pustyń i półpustyń.. Silna insolacja wywołuje również, w warunkach dużej suchości
podłoża (brak strat ciepła na parowanie), bardzo silne nagrzewanie się powierzchni gruntu.
Ciepło to, poprzez wymianę turbulencyjną, jest przekazywane do atmosfery, co sprawia, że
temperatura powietrza jeszcze bardziej tu wzrasta, a wilgotność względna - maleje. Brak zwartej
pokrywy roślinnej i silna turbulencja powodują, że do powietrza dostają się duże ilości pyłów z
nie pokrytej roślinnością powierzchni gruntu, przez co zmniejsza się przezroczystość powietrza.
W ten sposób bardzo szybko masy powietrza schodzące w wyżach subtropikalnych nad lądy
transformują się w
masy powietrza zwrotnikowo-kontynentalnego (PZk),
charakteryzujące się
bardzo wysoką temperaturą, minimalną wilgotnością i złą na ogół przezroczystością (częste
silne zmętnienia).
Nad obszarami morskimi sprawa się nieco komplikuje ze względu na fakt, iż wody morskie w
tej strefie (zwłaszcza po jej dobiegunowej stronie) są relatywnie chłodne, znacznie chłodniejsze
od osiadającego powietrza, którego temperatura jest równa lub wyższa od 26°C (wilgotność
względna tego powietrza wynosi około 20% a jego temperatura punktu rosy (td) około 1.6°C na
wysokości około 400 m nad poziomem morza). Masy gorącego,
osiadającego powietrza
Page 3 of 21
 Ogólne wiadomości o kształtowaniu się pogody w strefie międzyzwrotnikowej
12/22/09 4:11 PM
wysokości około 400 m nad poziomem morza). Masy gorącego,
osiadającego powietrza
ochładzają się od powierzchni wody
, w związku z czym nad powierzchnią oceanu powstaje
warstwa powietrza chłodniejszego od powietrza znajdującego się wyżej. Jest to
warstwa
inwersyjna
, w której temperatura osiąga najniższe wartości przy powierzchni oceanu, a
następnie wzrasta wraz z wysokością. Jak wiadomo, istnienie warstwy inwersyjnej uniemożliwia
rozwój konwekcji (prądów wstępujących) ze względu na występowanie w niej równowagi
skrajnie stałej. Z tego powodu brak tam również wystąpienia zachmurzenia konwekcyjnego
(chmur o budowie pionowej), a więc praktycznie i brak możliwości wystąpienia opadów.
Centralne części antycyklonów subtropikalnych stanowią obszary praktycznie
bezgradientowe, stąd przeważają tam cisze lub występują bardzo słabe, zmienne wiatry
pochodzenia termicznego. Niemniej jednak, osiadające w wyżach powietrze przemieszcza się w
kierunku peryferii, zgodnie z ogólnymi prawidłami cyrkulacji powietrza w układzie wysokiego
ciśnienia. W peryferycznych partiach antycyklonów poziome gradienty baryczne są stosunkowo
słabe, stąd też i prędkości wiatrów są tam na ogół niewielkie. O ile po stronach dobiegunowych
antycyklonów może dojść do zbliżania się do antycyklonów wędrujących niżów szerokości
umiarkowanych powstałych na froncie polarnym, co powoduje gwałtowny wzrost gradientu
barycznego, a tym samym i prędkości wiatru, to po dorównikowej stronie antycyklonów
gradienty baryczne są niemal zawsze słabe. Gradient baryczny jest tam określony przez różnicę
ciśnienia atmosferycznego pomiędzy rejonem wysokiego ciśnienia panującego wewnątrz
antycyklonu subtropikalnego (przeciętnie 1020-1040 hPa) a równikową strefą obniżonego
ciśnienia (1010-1015 hPa), która to różnica rozkłada się na odległość średnio kilkunastu stopni
szerokości geograficznej. Daje to charakterystyczne dla strefy międzyzwrotnikowej przeciętne
wielkości gradientu barycznego około 0.3 do 0.8 hPa/1°.
Powietrze wychodzące z układu antycyklonalnego po dorównikowej jego stronie
przemieszcza się w polu tego gradientu ku równikowej strefie obniżonego ciśnienia stopniowo
przyspieszając. Jednocześnie pod wpływem działania siły Coriolisa tor jego ruchu stopniowo
odchyla się ku zachodowi, dając na półkuli północnej wiatr o przważającej składowej kierunku
północno-wschodniej do wschodniej, na półkuli południowej zaś wiatr o dominującym kierunku
południowo-wschodnim do wschodniego.
W efekcie, pomiędzy dorównikowymi strefami peryferycznymi antycyklonów subtropikalnych
a równikową strefą obniżonego ciśnienia wytwarza się układ stałych wiatrów. Wiatry te mają
względnie stały kierunek (dominujące zbliżone do NE-ENE i SE-ESE) i prędkości (mieszczące
się najczęściej w granicach od 3 do 10 m/s, to jest 6 - 20 węzłów) Wiatry te noszą nazwę
passatów
.
Takiego rodzaju cyrkulacja dolna jest tak charakterystyczna dla stref międzyzwrotnikowych
Oceanu Atlantyckiego, wschodniej i środkowej części Oceanu Spokojnego i położnej na
południe od równika części Oceanu Indyjskiego, że strefy te często określa się krótkim mianem
strefy passatów.
Powyżej warstwy tarcia, w dolnej troposferze, panuje ruch powietrza zbliżony do
geostroficznego. Oprócz zwiększonej prędkości w stosunku do wiatru przywodnego zmienia się
również ich kierunek - biegną równolegle do izobar (izohips) - stąd na obu półkulach dominują
wiatry z kierunków wschodnich.
Przemieszczające się nad powierzchnią oceanów, wychodzące z wyżów subtropikalnych
powietrze passatów ulega stopniowej transformacji. Początkowo suche, wraz z przebytą nad
oceanem drogą wchłania coraz to więcej pary wodnej, stając się coraz to bardziej zasobne w
wilgoć. Wobec nieograniczonych zasobów wody w oceanie proces wzbogacania tego powietrza
w parę wodną jest bardzo szybki i po osiągnięciu wilgotności względnej bliskiej
70-75%
powietrze to staje się typową
masą powietrza zwrotnikowego morskiego (PZm)
; ciepłego,
wilgotnego, o dobrej na ogół przezroczystości. Zmiany powietrza passatowego zależą jednak od
Page 4 of 21
Ogólne wiadomości o kształtowaniu się pogody w strefie międzyzwrotnikowej
12/22/09 4:11 PM
wilgotnego, o dobrej na ogół przezroczystości. Zmiany powietrza passatowego zależą jednak od
zmiany temperatury podłoża, którym tutaj są wody oceaniczne. Wraz z przechodzeniem nad
coraz to cieplejszą wodę powietrze passatowe staje się również coraz cieplejsze i coraz
bardziej wilgotne. W efekcie zachodzących procesów transformacji masy PZm w passatach
dochodzi do kilku procesów jednocześnie, przy czym mają one zasadnicze znaczenie dla
kształtowania się warunków pogodowych w strefie passatów.
W dolnej, przywodnej warstwie powietrza wychodzącego z wyżów subtropikalnych, jak już
wspomniano, istnieje warstwa inwersyjna. Trwałość tej warstwy jest bardzo duża. Wraz z
przemieszczającymi się masami powietrza w strefie passatów przemieszcza się również i ta
warstwa, zwana dalej
warstwą inwersji passatowej
. Jej górną granicę wyznacza załamanie
krzywej temperatury, konkretnie załom, na którym wraz ze wrostem wysokości temperatura
przestaje rosnąć a zaczyna ponownie spadać. Wysokość górnej granicy inwersji passatowej w
pobliżu granic antycyklonów jest stosunkowo mała. Na Atlantyku na przykład minimalna
wysokość inwersji passatowej (w ujęciu klimatycznym, czyli średnim wieloletnim) jest niższa od
około 400-500 m (na N od równika, w rejonie określonym współrzędnymi 19°N, 020°W, na S od
równika - około 20°S, 011°E), podobnie nisko leży poziom inwersji przy wybrzeżach Kaliforni na
Pacyfiku. W takich warunkach rozwój zachmurzenia nie jest możliwy.
Stopniowe ogrzewanie się powietrza od dołu wykształca w dolnej warstwie powietrza inwersji
passatowej normalny układ termiczny, to jest spadek temperatury wraz z wysokością. Powoduje
to podnoszenie się warstwy inwersji passatowej proporcjonalnie do zwiększania grubości
warstwy ogrzanego nad wodą powietrza. Jednocześnie wraz z ogrzewaniem się tego
przywodnego powietrza rośnie, wobec silnego parowania z powierzchni oceanu również i jego
wilgotność względna. W wyniku współdzialania obu tych procesów rośnie stopniowo chwiejność
mas powietrza passatowego, czyli zdolność do rozwijania się w nim ruchów pionowych. Wzrost
chwiejności, powodujący wzrost konwekcji w warstwie przywodnej, wymusza z kolei
przenoszenie ciepła do wyższych poziomów warstwy pod inwersją passatową a tym samym
przyspiesza podnoszenie się poziomu inwersji passatowej. W momecie, gdy miąższość warstwy
przywodnego powietrza leżącego pod poziomem inwersji passatowej wzrośnie na tyle, że
wznoszące się w prądach konwekcyjnych powietrze może (w wyniku ochładzania po adiabacie
suchej) osiągnąć temperaturę punktu rosy, rozpoczyna się tworzenie się chmur konwekcyjnych.
Początkowo są to plackowate, spłaszczone cumulusy dobrej pogody - Cu hum. (Cumulus
humilis). Dalszy rozwój prądów konwekcyjnych jest hamowany przez występowanie warstwy
inwersji passatowej (w obrębie której występuje równowaga skrajnie stała i występowanie
ruchów pionowych nie jest możliwe). Wraz z dalszą transformacją mas powietrza PZm, a więc
po przebyciu przez powietrze passatów dłuższej drogi nad oceanem, poziom inwersji
passatowej podnosi się na tyle, że istnieje już możliwość tworzenia się średnio wypiętrzonych
chmur kłębiastych - Cu med. -> Cu con. (Cumulus congestus), których dalszy rozwój w pionie
jest hamowany przez występującą warstwę inwersji passatowej. W miarę wzrostu chwiejności i
podnoszenia się poziomu inwersji passatowej dochodzi najpierw sporadycznie, potem coraz
częściej, do tego, że rozwijające się gwałtownie prądy wstępujące, związane z tworzeniem się
chmur o budowie pionowej (równowaga skrajnie chwiejna), są w stanie przebić warstwę inwersji
passatowej i przekształcić się w chmurę kłębiastą - deszczową lub inaczej - burzową (Cb -
Cumulonimbus). W ten sposób poziom inwersji passatowej jest stopniowo niszczony -
"dziurawiony" i rozrywany. Ciepło przenoszone z oceanu przenika na duże wysokości, likwidując
uporządkowaną strukturę termiczną, tworzącą inwersję passatową.
W rejonach, w których masy powietrza passatowego przy powierzchni oceanu osiągnęły
temperaturę
28°C
lub wyższą i
wilgotność względną około 86-95%
, występuje już
powietrze
równikowe (PR)
. Masy powietrza zwrotnikowo-morskiego, pobierając ciepło i wilgoć z oceanu,
uległy całkowitemu przetransformowaniu w powietrze równikowe. Ponieważ w takich rejonach
Page 5 of 21
[ Pobierz całość w formacie PDF ]