12/14/09 9:54 PM

Meteorologia tropikalna. Zmącenia tropikalne.

Page 1 of 11

http://ocean.am.gdynia.pl/student/meteo1/trop_zmac.html

METEOROLOGIA TROPIKALNA

2. Zmącenia atmosferyczne w strefie międzyzwrotnikowej

Tak zarysowany obraz (patrz r.1 "Ogólne wiadomości...") ogólnej cyrkulacji atmosferycznej i
warunków pogodowych występujących w strefie tropikalnej nie oznacza, że jest to obszar
minimalnej zmienności pogodowej czy wręcz całkowitego porządku w atmosferze. I tutaj
również występują występują swoiste procesy powodujące zakłócenia tego uporządkowania.
Będą one dalej nazywane zmąceniami atmosferycznymi lub krótko - zmąceniami. Przyczyny
powodujące występowanie zmąceń atmosferycznych w strefie tropikalnej mają odmienny
charakter niż w strefie szerokości umiarkowanych i wysokich, głównie z tego powodu, że
poziome gradienty temperatury powietrza są tu bardzo małe. Są nimi głównie silna chwiejność
atmosfery oraz występująca konwergencja strug powietrza, wywołana przez niejednorodności w
polu wiatru (powodowane przez zmiany kierunku i / lub prędkości wiatru).

Zmącenia atmosferyczne występujące w strefie tropikalnej charakteryzują się różną
wielkością skali przestrzennej. Większość meteorologów zajmujących się meteorologią
tropikalną dzieli je hierarchicznie na trzy kategorie:

mikroskalowe,
mezoskalowe (stojące na pograniczu skali synoptycznej),
makroskalowe (zmącenia skali synoptycznej).

Zmącenia mikroskalowe

obejmują przeciętnie powierzhnię około 25-50 km

2

, co odpowiada

okręgowi o średnicy 5-8 km. Tej skali zmąceń odpowiadają

strefy burz tropikalnych

,

związanych z występowaniem pojedyńczej, silnie wypiętrzononej chmury Cb i czasie trwania od
kikudziesięciu minut do stukilkudziesięciu minut.

Zmącenia mezoskalowe

obejmują obszar od

kilkuset do kilkunastu tysięcy km

2

, czyli powierzchnie w granicach od kikudziesięciu do kilkuset

kilometrów na kilkadziesiąt kilometrów. Czas trwania tych zmąceń wynosi od ponad jednej doby
do 3-4 dób. Najczęstszymi zmąceniami mezoskalowymi w strefie tropikalnej są

linie szkwałów,

rzadziej występującym zmąceniem mezoskalowym są

zmącenia tropikalne

, stanowiące

niekiedy inicjalne stadium rozwojowe cyklonu tropikalnego.

Zmącenia skali synoptycznej

(makroskalowe) to tak zwane

fale wschodnie

oraz

depresje tropikalne

i

cyklony tropikalne

.

Obejmują one powierzchnie od kilkudziesięciu tysięcy km

2

(rzadko kiedy mniej) do kilkuset

tysiecy kilometrów kwadratowych, niekiedy przekraczają powierzchnię jednego miliona km

2

.

Czas trwania zmąceń makroskalowych jest duży, trwają one od kilku do kilkunastu dób, w
niektórych sytuacjach ich istnienie może być przedłużone do ponad dwudziestu dób.
W dalszej części rozdziału krótko zostaną omówione zmącenia mikroskalowe jakimi są
pojedyńcze burze tropikalne, zmącenia mezoskalowe, czyli linie szkwałów i zmącenia
tropikalne, ze zmąceń skali synoptycznej - fale wschodnie. Ze względu na znaczenie, jakie
cyklony tropikalne mają dla żeglugi, poświęci się im znacznie więcej uwagi niż pozostałym
zmąceniom atmosferycznym strefy międzyzwrotnikowej i zostaną (znacznie bardziej
szczegółowo) omówione w następnych rozdziałach.

2.1. Burze tropikalne

Burze tropikalne stanowią zmącenia mikroskalowe. Ich geneza jest związana z silną
chwiejnością atmosfery w strefie międzyzwrotnikowej. Możliwości rozwoju silnych prądów
wstępujących, prowadzących do rozwoju wysoko rozbudowanych chmur Cb są uzależnione od
wysokości zalegania warstwy inwersji passatowej i jej grubości, temperatury wody na
powierzchni oceanu oraz temperatury i wilgotności powietrza. Im temperatura wody na
powierzchni oceanu jest wyższa oraz większa temperatura powietrza i wilgotność powietrza, tym
powietrze jest bardziej chwiejne.

I1I

Ponieważ wzrost temperatury wody - a co i za tym idzie -

również wzrost temperatury powietrza następuje na ogół w miarę zmniejszania się szerokości
geograficznej oraz przesuwania się ku zachodnim częściom oceanu, to poziom inwersji
passatowej występuje na coraz to większej wysokości w miarę zbliżania się do równika i do
zachodnich części oceanów. Z tych względów w miarę zbliżania się do strefy MSZ oraz
przechodzenia do zachodnich części oceanów prawdopodobieństwo wystąpienia burz

12/14/09 9:54 PM

Meteorologia tropikalna. Zmącenia tropikalne.

Page 2 of 11

http://ocean.am.gdynia.pl/student/meteo1/trop_zmac.html

przechodzenia do zachodnich części oceanów prawdopodobieństwo wystąpienia burz
tropikalnych, a tym samym i znalezienia się statku pod nimi, wzrasta.
W strefie niskiego występowania poziomu inwersji passatowej burze tropikalne nie występują.
W strefie zalegania inwersji passatowen na średnich wysokościach (1250 - 1500 m) burze
tropikalne pojawiają się rzadko - tylko wtedy, jeśli bardzo silny prąd wznoszący, świadczący o
występowaniu niezwykle silnej chwiejności zdoła przebić warstwę inwersji passatowej i
okresowo zniszczyć jej strukturę na większej przestrzeni (rzędu dziesiątków km

2

).

Burze tropikalne, co jest oczywiste, związane są z chmurami burzowymi lub inaczej chmurami
kłębiasto-deszczowymi (Cb). W przypadku burzy tropikalnej chmura burzowa składa się grupy
komórek konwekcyjnych, z których każda może znajdować się w różnym stadium rozwoju. W
cyklu rozwoju chmury burzowej H.Riehl (1954) wyróżnia trzy stadia:

1. stadium chmury kłębiastej,
2. stadium dojrzałe, i,
3. stadium rozpadu (rozmywania się chmury).

1. W

stadium chmury kłębiastej

chmura burzowa stanowi jeszcze kombinację chmury Cu con.

z chmurą Cb. Jej wysokość osiąga około 4.5 do 8.5 km, górną powierzchnię chmury tworzą
kłębiaste, wieżyczkowate wypustki, z których początkowo każda rośnie, by następnie osiąść, a
gwałtowny wzrost wzrost osiąga nowa kłębiasta wypustka.
Często w centrum wierzchołka tworzy się wyraźnie zaokrąglony, silnie wypukły i rosnący
gwałtownie ku górze człon, który zatraca już zarys chmury kłębiastej (kontur traci ostrość - Cb
calvus). Prądy wznoszące osiągają prędkość od 1-2 m/s przy podstawie chmury do około 10
m/s i więcej w pobliżu górnej części centralnej wieży. Prądy zstępujące w tym stadium rozwoju
chmury jeszcze nie występują, co sprzyja utrzymaniu się w chmurze cząstek zestalonej i
skroplonej wody. Wodność chmury rośnie szybko od podstawy ku górze i może osiągnąć nawet
powyżej 5 g/m

3

tuż poniżej wierzchołka (Riehl, 1954). W tym stadium rozwoju w bezpośrednim

sąsiedztwie chmury pojajwiają się wiatry wiejące na ogół "pod chmurę", przy czym siła wiatru
stopniowo rośnie, a wiatr staje się coraz bardziej porywisty.
W trakcie rozwoju chmury, do jej górnej części przenoszone są przez silne prądy wstępujące
coraz większe ilości wody. W momencie, gdy ilość wody w górnej części chmury stanie się
bardzo duża, lokalne osłabienie intensywności prądu wstępującego spowoduje rozpoczęcie
ruchu cząstek opadu w dół. Opadające w dół cząstki opadu niszczą na swojej drodze strukturę
prądów wstępujących. Strefa opadania opadów wewnątrz chmury się poszerza. O ile opadający
opad nie natrafi na bardzo silny prąd wstępujący, który porwie go ponownie w górę, opad
rozpocznie wypadać z chmury.

2. Od momentu, gdy opad wypadający z chmury osiągnie powierzchnię ziemi (oceanu), chmura
osiąga

stadium dojrzałe

. Jej wierzchołek osiąga wtedy wysokość około 12 000 - 13 000 m,

tworząc wieżę o na ogół kalafiorowatym kształcie wierzchołka z fragmentami wyraźnie
pierzastymi (Cb calvus), często z pierzastymi otoczkami lub kołnierzem zbudowanym z chmur
pierzastych. Dolne partie chmury są bardzo ciemne, często niemal granatowe. Początek
osiągnięcia przez chmurę stadium dojrzałego niekiedy sygnalizują rozpoczynające się
wyładowania atmosferyczne.
W obrębie chmury, jednolity dotychczas, układ prądów wstępujących ulega przebudowie -
obok prądow wstępujących pojawiają się strefy prądów zstępujących. Duża koncentracja
opadów, na skutek wciągnięcia powietrza w ich opadanie, sprzyja powstawaniu i rozszerzaniu
się zasięgu prądów zstępujących. W miarę upływu czasu od dołu chmury rozszerza się strefa
prądów zstępujących, wygaszając stopniowo prądy wstępujące w środkowej i górnej części
chmury. Istnieje krótki okres przejściowowy, w którym w górnej i środkowej części chmury
dominują prądy wstępujące, w dolnej zaś - już prądy zstępujące.
Opad w tym stadium występuje jeszcze tylko pod częścią chmury, konkretnie pod tą jej
częścią, pod którą występują prądy zstępujące. Natężenie opadu jest zazwyczaj bardzo duże.
Jest to ulewny opad grubokroplisty, często o katastrofalnym natężeniu. Przeciętne natężenie
opadu, wyrażone w mm na godzinę wynosi 10-15 mm, chociaż w rejonach występowania
bardziej intensywnego opadu notuje się natężenie 2 - 3 razy większe

I 2 I

. Opad o takim

natężeniu znacznie ogranicza zasięg widzialności poziomej, niekiedy do 100 - 200. Granice
strefy (stref) opadowej są na ogół ostre i wyraźne. Opadom w tym stadium rozwoju chmury
towarzyszą silne i częste wyładowania atmosferyczne.
Wiatr pod chmurą burzową w tym stadium rozwoju jest zróżnicowany, tak co do kierunku, jak i

12/14/09 9:54 PM

Meteorologia tropikalna. Zmącenia tropikalne.

Page 3 of 11

http://ocean.am.gdynia.pl/student/meteo1/trop_zmac.html

Wiatr pod chmurą burzową w tym stadium rozwoju jest zróżnicowany, tak co do kierunku, jak i
prędkości. Pod tą częścią chmury, pod którą nie występuje opad, wiatr wieje "pod chmurę" i jest
porywisty. Pod tą częścią chmury, pod którą ma miejsce opad, występują wiatry zstępujące.
Wieje tam silny wiatr "od chmury", szczególnie dużą siłę osiągający przed granicą deszczu. Z
reguły są to silne i bardzo silne wiatry o dużej porywistości, przy czym siła uderzeń wiatrów w
porywach z reguły przekracza 7°B. Szkwały te są jednak krótkotrwałe i czas ich trwania wynosi
od kilku do kilkunastu minut (do 15, rzadko kiedy więcej). W miarę przechodzenia pod centralną
część strefy opadowej prędkość wiatru stopniowo słabnie i wynosi pierwszych kilka metrów na
sekundę (2 - 4 m/s).

3. W

stadium rozpadu (rozmywania się)

cała środkowa i dolna część chmury jest objęta słabymi

prądami zstępującymi, jedynie w najwyższej jej części występować mogą jeszcze prądy
wstępujące, prowadzące do rozwoju i istnienia przez pewien czas kowadła (Cb capilatus),
sięgającego wysokości 13 000 - 14 000 m. Natężenie opadu stopniowo maleje, co jest związane
z wcześniejszym zrzuceniem wiekszości kropel utrzymywanych w chmurze prezez prądy
wstępujące. Strefa opadu stopniowo rozszerza się na większą część podstawy chmury.
Stopniowy spadek natężenia opadu i zmniejszanie się rozmiarów kropel prowadzi do sytuacji, że
część, później całość opadu może nie dochodzić do powierzchni morza, parując w przestrzeni
między chmurą a powierzchnią morza. Wiatr pod chmurą słabnie, osiągając w tym stadium
rozwoju chmury niezbyt dużą siłę (3 - 4°B), sporadycznie pojawiają się silniejsze, lecz coraz
rzadsze porywy. Widzialność pozioma bardzo szybko się poprawia. Wyładowania
atmosferyczne w tym satdium rozwoju są słabe i nieliczne.
Już w trakcie wypadania słabego opadu poszczególne części chmury intensywnie parują i
rozmywają się. W efekcie tego procesu zanik chmury burzowej jest dość szybki - trwa to nad
morzem od kilkunastu minut do godziny lub nieco ponad godzinę. Z rozległej chmury Cb
pozostają, utrzymując się stosunkowo długo w górnej troposferze fragmenty jej górnych części
tworzących strzępy Ci i płaty Cc, niżej, w środkowej troposfrerze fragmenty Ac i As.

Burze tropikalne nad morzem są zjawiskami stosunkowo krótkotrwałymi. Przeciętnie cykl
życiowy burzy tropikalnej trwa około 1.5 godziny. Czas trwania silnych i bardzo silnych opadów
oraz towarzyszących im szkwałów rzadko kiedy przekracza 45 minut. Ze względu na różne
możliwości kombinacji wzajemnych kierunków ruchu i prędkości chmury burzowej i statku, czas
przebywania statku w zasięgu burzy może być różny, zazwyczaj wynosi od kilku-kilkunastu do
dwudziestu kilku - trzydziestu minut.
Występowanie burz tropikalnych nad obszarami morskimi wykazuje wyraźną periodyczność -
maksimum występowania burz przypada na godziny popołudniowe, przed zachodem Słońca
większość chmur burzowych ulega rozmyciu. Drugie maksimum częstości występowania burz
ma miejsce w ciągu kilku pierwszych (3 - 5) godzin po zachodzie Słońca. To drugie maksimum
częstości występowania burz tropikalnych zaznacza się na tych akwenach, na których woda
osiąga wysoką temperaturę (>26.5°C) a powietrze zawiera bardzo dużo pary wodnej.

2.2. Zmącenia tropikalne

Nad obszarami bardzo ciepłych wód (tw > 26.5°C) często dochodzi do powstania

zmąceń

tropikalnych

. Najczęściej zmącenie tropikalne powstaje wtedy, gdy nad obszar silnie nagrzanej

powierzchni morza (często tworzący "plamę" wśród wód nieco chłodniejszych) napłynie
powietrze o bardzo wysokiej wilgotności względnej (80-90%), którego temperatura jest nieco
niższa (minimum 1.0 - 1.5 deg) od temperatury wody.
Powietrze takie rozpoczyna ogrzewać się "od dołu" (od wody), w związku z czym zaczynają
jednocześnie działać dwa procesy:

1. W ogrzewającym się tuż nad powierzchnią wody powietrzu rośnie wraz jego
wzrostem temperatury niedosyt wilgotności (zmniejsza się wilgotność względna), co
powoduje wzmożenie parowania z powierzchni oceanu. Powietrze dzięki temu
wzbogaca się w parę wodną. Ciepło zużyte na parowanie (utajone ciepło parowania)
jest pobierane z powierzchni morza. W ten sposób odbywa się inetnsywny przepływ
ciepła z powierzchni oceanu do atmosfery,
2. Ogrzanie powietrza od dołu powoduje zarysowanie się zwiększonego pionowego
gradientu temperatury w warstwie przywodnej (g ~1.5 deg/1hm). Ogrzewające się
"od dołu" i wzbogacone w parę wodną powietrze staje się lżejsze od powietrza

12/14/09 9:54 PM

Meteorologia tropikalna. Zmącenia tropikalne.

Page 4 of 11

http://ocean.am.gdynia.pl/student/meteo1/trop_zmac.html

"od dołu" i wzbogacone w parę wodną powietrze staje się lżejsze od powietrza
leżącego powyżej i rozpoczynają się w masie powietrza ruchy wstępujące.

Wznoszące się ku górze powietrze (równowaga chwiejna), wobec bardzo dużej wilgotności
względnej szybko osiąga wysokość, na której jego temperatura zrównuje się z jego temperaturą
punktu rosy (bardzo duża wilgotność powietrza). Zazwyczaj już na wysokości około 400 m
powyżej poziomu morza rozpoczyna się we wznoszącym się powietrzu proces kondensacji. Od
tej też wysokości zaczyna się wydzielanie utajonego ciepła kondensacji, wznoszące się
powietrze przestaje się ochładzać według suchoadiabatycznego gradientu temperatury (1°C/100
m) a zaczyna się ochładzać po adiabacie wilgotnej (0.5°/100 m). Równowaga od wysokości
poziomu kondensacji przechodzi z chwiejnej w skrajnie chwiejną i prądy wstępujące
intensyfikują się. Występowaniu bardzo silnych prądów wstępujących towarzyszy tworzenie się
chmur o budowie pionowej, z całym zespołem warunków pogodowych dla burzy tropikalnej.
Jak można wywnioskować z opisu brak tutaj jakichś istotnych różnic, które miałyby odróżnić
powstanie zmącenia tropiklalnego od burzy tropikalnej. Faktycznie - jeśli chodzi o genezę
procesu, istotnych różnic brak. Podstawowa różnica tkwi w

skali

zjawiska.

Jeśli wymienione na wstępie tego podrozdziału warunki zaistnieją na większej przestrzeni, to
rozpoczyna się lawinowa konwekcja. Komórki konwekcyjne unoszą się ku górze, tam ulegają
rozpadowi, jednocześnie tworzą się następne, unoszą, ulegają rozpadowi, ... itd. W rezultacie
tworzy się nie pojedyncza chmura burzowa, lecz duża ilość takich chmur na znacznej
przestrzeni. Każda z nich znajduje się w innym stadium rozwoju.
Chmury te rozrastają się w poziomie i pionie, co doprowadza do ich stykania się. Nad
oszarem, ńad którym występuje ten proces tworzy się wielki masyw chmur Cb o
nierozpoznawalnych chmurach składowych.
Pod masywem chmur tworzy się przy powierzchni oceanu obszar słabo obniżonego ciśnienia.
Wystąpienie obniżki ciśnienia powoduje powstanie słabego gradientu barycznego, rozpoczyna
się poziomy ruch powietrza skierowany pod masyw chmur. Konwergencja jest tutaj radialna -
dopływające pod masyw chmur powietrze z otoczenia zasila proces wznoszenia się mas
powietrza, pozwalając takiemu tworowi trwać odpowiednio długo.
W ten sposób dochodzi do powstania na przestrzeni kilku- kilkunastu tysięcy km

2

pola

nieuporządkowanego zachmurzenia, składającego się z chmur o budowie pionowej,
znajdujących się różnych stadiach rozwoju, stanowiących

zmącenie tropikalne

.

Pole chmur zmącenia tropikalnego ma zazwyczaj kształt zbliżony do eliptycznego lub
kołowego, choć niekiedy kształt ten może być silnie nieregularny. Przeciętne średnice
pojedyńczych zmąceń tropikalnych osiągają 1.0 - 1.3° (60-80 Mm, czyli 110-150 km). Często
jednak zdarzają się sytuacje, że nad jakimś obszarem występuje jednocześnie kilka zmąceń,
odległości zaś między nimi są niewielkie. Wtedy na obrazie satelitarnym obserwuje się duże
(niekiedy nawet w granicach 5 x 10°) nieregularne, poprzerywane pole zachmurzenia.
Trwałość zmąceń tropikalnych jest jest zróżnicowana - przeciętnie zmącenie tropikalne
istnieje 2-3 doby, choć poszczególne zmącenie mogą wykazywać poważne odstępstwa od od
podanego czasu trwania.

Pogoda w zmąceniu tropikalnym charakteryzuje się dużym, najczęściej całkowitym
zachmurzeniem, występowaniem przelotnych opadów o bardzo zróżnicowanym natężeniu.
Często intensywnym i bardzo intensywnym opadom towarzyszą wyładowania atmosferyczne.
Słabszym opadom mogą nie towarzyszyć burze. Szkwały burzowe w zmąceniach
tropikalnych występują, choć są na ogół słabsze i mniej wyraźne niż w pojedyńczych burzach
tropikalnych. Wiatr (poza szkwałami) jest na ogół słaby, niekiedy umiarkowany i poza strefami
burz rzadko kiedy przekracza 3-5°B. Poza strefami opadów widzialność pozioma jest na ogół
dobra i bardzo dobra, trzeba się jednak liczyć z możliwością występowania krótkotrwałych,
słabych zamgleń. Ogólnie można powiedzieć, że pogoda pod zmąceniem tropikalnym bardzo
przypomina pogodę panującą w MSZ, z tą różnicą, że występujące szkwały burzowe są tu na
ogół słabsze.
W warunkach spadku ciśnienia atmosferycznego przy powierzchni oceanu pod masywem
chmur zmącenia tropikalnego następuje dość intensywna, początkowo radialna, konwergencja
(zbieżność) strumieni powietrza. Jeśli w górnej troposferze nie ma dywergencji (rozbieżności)
wynoszonych przez prądy wstępujące objętości powietrza, procesy dolnej konwergencji
doprowdzają szybko do wyrównania różnic ciśnienia przy powierzchni wody. Zmącenie

12/14/09 9:54 PM

Meteorologia tropikalna. Zmącenia tropikalne.

Page 5 of 11

http://ocean.am.gdynia.pl/student/meteo1/trop_zmac.html

doprowdzają szybko do wyrównania różnic ciśnienia przy powierzchni wody. Zmącenie
przestaje wtedy być zasilane powietrzem dopływającym z zewnątrz, gdyż lokalny gradient
baryczny maleje a następnie przestaje istnieć. Zachmurzenie ogranicza dopływ energii
słonecznej do powierzchni oceanu, temperatura wód powierzchniowych nieznacznie się obniża.
Również i duże ilości wypadających, relatywnie chłodnych opadów powodują obniżenie
temperatury powietrza i pewną obniżkę temperatury wód. Prądy wstępujące w takiej sytuacji
powoli słabną i zmącenie tropikalne zaczyna się rozmywać. Częstość burz maleje, opady
słabną, a następnie ustają. Pułap chmur się podnosi, wielkie chmury Cb i Cu con. parują.
Często jednak zostają przez dłuższy czas na nieboskłonie chmury średnie i wysokie,
stanowiące pozostałości górnych części rozmytych chmur Cb.
Jeśli jednak w górnej troposferze (poziom 200 - 300 hPa) wystąpią dogodne warunki do
zaistnienia dywergencji, wyniesione w zmąceniu tropikalnym na tę wysokość przez prądy
wstępujące powietrze będzie usuwane i konwergencja przy powierzchni oceanu utrzyma się.
Zaistnieją dogodne warunki dla dalszego spadku ciśnienia i uporządkowania pola wiatru -
zacznie się ruch wirowy powietrza - i zmącenie tropikalne może przekształcić w depresję
tropikalną - następnie w cyklon tropikalny, będący najgroźniejszym i najgwałtowniejszym ze
zjawisk pogodowych.

Na mapach analizy tropikalnej zmącenia tropikalne oznacza się jako "chmurki" (patrz ryc. 5),
których kształt powierzchni i lokalizacja odpowiada położeniu zmącenia. Ponieważ zmącenia
tropikalne identyfikuje się na obrazach satelitarnych na podstawie analiz pola zachmurzenia,
stąd kształt oznaczenia ich na mapach ("chmurki") jest oczywisty.

2.3. Linie szkwałów

Liniami szkwałów określa się niefrontalne pasama aktywnych burz o szerokokościach
kilkudziesięciu kilometrów i długościach dochodzących do kilkustet kilometrów. Istnieją one
znacznie dłużej niż ich jednostkowe elementy, jakimi są pojedyńcze chmury kłębiasto-
deszczowe (Cb).
Liczne pojedyńcze chmury Cb na liniach szkwałów istnieja około godziny lub mniej, chociaż -
oczywiście - przy szczególie sprzyjających okolicznościach czas ten może być większy. W ten
sposób, aby linia szkwałów funkcjonowała w ciągu kilku, kilkunastu lub kilkudziesięciu godzin,
nowe elementy konwekcyjne winny nieprzerwanie zmieniać te komórki konwekcyjne, które
uległy rozpadowi. Linie szkwałów tworzą się w systemie wilgotnego, południowo-zachodniego
przenosu dolnej troposfery i stosunkowo suchego przenosu wschodniego górnej troposfery.
Przemieszczają się ze wschodu na zachód.

I 3 I

Unoszące się ciepłe powietrze wchodzi w podstawę chmury w pobliżu jej przedniego skraju.
Prąd wstępujący odchyla się zgodnie z kierunkiem ruchu powietrza panującego na większych
wysokościach (patrz rycina 2). W miarę ochładzania wznoszącego się powietrza para wodna
ulega kondensacji i opady wypadają tak z głównego pionowego elementu chmury, jak i
położonej z tyłu masy obłoków. Powietrze zaczynające swój ruch w środkowej troposferze za
ciałem chmur, doganiając zmącenie, obniża się. Przemieszczając się pod nawisającymi pod
nimi chmurami, oziębia się ono na tyle (w rezultacie parowania deszczu), że jego przednia część
przyjmuje zarysy podobne do frontu chłodnego, odcinającego ciepłe i wilgotne powietrze od
powierzchni Ziemi i wyrzucając je do góry.

12/14/09 9:54 PM

Meteorologia tropikalna. Zmącenia tropikalne.

Page 6 of 11

http://ocean.am.gdynia.pl/student/meteo1/trop_zmac.html

Ryc. 2. Idealizowany przekrój przez linię szkwałów. Zespół chmur przemieszcza się z W na E. W czołowej strefie

(oznaczonej na rycinie jako "strefa szkwałów") występują intensywne burze tropikalne, następuje w opadach bardzo

silne ograniczenie widzialności poziomej (1-3 kable), gwałtowne szkwały (do 7°B). Po przejściu tej strefy odczuwa
się silne ochłodzenie (spadek temperatury o 4-5°C), natężenie opadu się zmniejsza, pułap chmur podnosi, jednak

pozostaje zachmurzenie całkowite (n = 8)

Linie szkwałów przemieszczają się na ogół z prędkościami 8 - 9 węzłow do kilkunastu węzłow.
W skrajnych przypadkach (wyjątkowo rzadko) mogą to być prędkości dochodzące do 30 w
(Riehl, 1979). Linie szkwałów wykazują zmienną aktywność w ciągu doby. Tworzą się one
zazwyczaj w godzinach popołudniowych i w tym właśnie czasie charakteryzują się największą
aktywnością. Ich aktywność obniża się nocą (zwłaszcza w drugiej połowie nocy), kiedy często
dochodzi do ich rozpadu i zaniku. Oznacza to, że poważną rolę w funkcjonowaniu linii szkwałów
odgrywa czynnik konwekcji.

Pogoda przed linią szkwałów nie odbiega od "normalnej" pogody passatowej czy
monsunowej. Zbliżanie się linii szkwałów w dzień sygnalizuje obraz nieba - jest to widoczny z
daleka pas górnych części chmur Cb (początkowo ich pierzaste części - Ci, Cc), które
przybliżają się i wyłaniają się następnie spod widnokręgu środkowe, później niższe, masywne
partie chmur Cb. Chmury te tworzą "ścianę". Ich dolne partie są ciemne.W miarę zbliżania się
do linii szkwałów pokrycie nieba wzrasta, dolne partie chmur kłębiastych są często ołowiano-
szare. Widoczne są z daleka silne wyładowania atmosferyczne, często virgo tworzone przez
ulewne deszcze.
W strefie 30-60 Mm przed linią szkwałów wiatr zmienia swój kierunek, wiejąc z umiarkowaną
prędkością w kierunku zbliżającej się linii chmur. Jeszcze przed nadejściem podstawy chmur Cb
nad statek wiatr wiatr szybko się wzmaga, wiejąc w kierunku "pod chmurę". Wzrost prędkości
wiatru może być znaczny, często w przeciągu 2-3 minut jego siła rośnie z 3-4° do 6-7°B, rzadko
kiedy silniej. Fala zaczyna szybko rosnąć. Trwa to zazwyczaj kilka do kilkunastu minut. Po
nadejściu podstawy chmur nad statek wiatr staje się początkowo silnie porywisty, poczym
zaczyna padać rzęsisty deszcz, któremu towarzyszą silne wyładowania atmosferyczne. Po
rozpoczęciu opadu, który szybko tłumi falowanie, wiatr zmienia kierunek i szybko (po kilku -
kilkunastu minutach) słabnie do siły o 1-2° większej od tej, która była przed linią szkwałów. W
strefie opadów widzialność gwałtownie się zmniejsza, proporcjonalnie do natężenia opadu. W
skrajnych przypadkach może ona ulec ograniczeniu nawet do 1-2 kabli. Następuje wyraźne
ochłodzenie o 3-4, niekiedy więcej °C.
W miarę spadku prędkości wiatru podstawa chmur się powoli podnosi, natężenie opadu
zmniejsza się, choć mogą, na tle stosunkowo słabego opadu przechodzić krótkotrwałe, kolejne
słabnące burze. Maleje częstotliwość występujących wyładowań atmosferycznych, widzialność

12/14/09 9:54 PM

Meteorologia tropikalna. Zmącenia tropikalne.

Page 7 of 11

http://ocean.am.gdynia.pl/student/meteo1/trop_zmac.html

słabnące burze. Maleje częstotliwość występujących wyładowań atmosferycznych, widzialność
pozioma polepsza się. Zachmurzenie jest duże do całkowitego, na ogół piętra średniego (As),
pod którym mogą występować początkowo chmury złej pogody (Cu fra., St fra.), później nawet
Cu med. Po ustaniu opadu pułap chmur się podnosi, wiatr wraca do poprzedniego, zgodnego z
kierunkiem passatu czy monsunu, kierunku i poprzedniej prędkości. W niektórych przypadkach
pod chmurami kłębiastymi po przejściu linii szkwałów, mogą występować trąby, które jednak
rzadko dochodzą do powierzchni wody.

W nocy o zbliżaniu się linii szkwałów świadczyć mogą wyładowania atmosferyczne
układające się w wyraźnej linijnej strefie. Częste i bardzo silne wyładowania atmosferyczne
pozwalają nawet w nocy z dużej odległości dostrzec zbliżający się wał chmur kłębiastych.
Zarówno w dzień, jak i w nocy, o zbliżaniu się linii szkwałów mogą świadczyć układające się w
wyraźne linijne pasma (pasmo) echa od stref opadowych na ekranie radaru pracującym w
paśmie 3 cm ustawionego na maksymalny zasięg (60 Mm). Linie szkwałów na mapach analizy
tropikalnej oznacza się zazwyczaj tak, jak oś fali wschodniej (patrz część poniżej), tyle, że linią
przerywaną (niekiedy kreska - kropka - kreska - ... i opisem - Squall Line).

3. Fale wschodnie

Fale wschodnie stanowią zaburzenia atmosferyczne skali synoptycznej. Według Riehla
(1979)ich geneza jest związana z przepływem powietrza potoku wschodniego nad wysoko
wyniesionymi partiami Afryki, choć inni badacze (np. Freeman, 1968) reprezentują odmienny
punkt widzenia wiążąc powstanie fal wschodnich z występowaniem nieciągłości gęstościowej
powietrza pod inwersją passatową.

W polu ciśnienia fale wschodnie przejawiają się słabo, stają się natomiast wyraźnie widoczne,
gdy dysponuje się mapą linii prądów (analizą tropikalną). Tam, gdzie linie prądów tworzą
łagodną falę, skierowaną swoim wierzchołkiem w stronę bieguna, mamy do czynienia z falą
wschodnią.

Rozmiary fal wschodnich są znaczne. W rejonie środkowego Atlantyku i Karaibówdługość fali
wynosi przeciętnie od 600 do 800 Mm, nieco mniejszej długości są fale wschodnie po
wschodniej stronie Atlantyku, na N od równika. Osie fal wschodnich przemieszczają się ze
wschodu na zachód, podobnie jak wiatr, z prędkością od 260 do 400 Mm na dobę (11 - 16-
17w).

Pogoda związana z przechodzeniem fali wschodniej jest uzależniona od tego, jaka akurat
część fali przechodzi nad danym obszarem. Najogólniej można ją podzielić na pogodę związaną
z przednią (zachodnią) częścią fali i tylną (wschodnią) częścią fali. Granicą między jedną a
drugą częścią fali wyznacza oś grzbietu fali (zatoki) i oś doliny fali (klina), co przedstawia ryc. 3.

12/14/09 9:54 PM

Meteorologia tropikalna. Zmącenia tropikalne.

Page 8 of 11

http://ocean.am.gdynia.pl/student/meteo1/trop_zmac.html

Ryc. 3. Fala wschodnia - linie prądów. 1 - oś fali (zatoki), 2 - oś doliny (klina), 3 - linia prądu, 4 - konwergencja, 5 -

dywergencja, 6 - P - przednia część faki, 7 - T - tylna część fali

W przedniej części fali powietrze przemieszcza się, wykazując występowanie składowej
kierunku skierowanej w stronę niższych szerokości. W związku z tym występuje tam
dywergrncja mas powietrza (poprzez stopniowy wzrost prędkości wiatru w funkcji szerokości
geograficznej

| 4 |

). W tylnej (wschodniej) części fali powietrze przemieszcza się, wykazują

wysępowanie składowej kierunku ruchu w stronę wyższych szerokości, stąd też ma tam miejsce
konwergencja masy powietrza. Występowanie procesów dywergencji i konwergencji w
poszczególnych częściach fali determinuje charakter procesów pogodowych.

W przedniej (zachodniej) części fali, gdzie występuje dywergencja, braki masy uzupeniane są
przez ruchy zstępujące. Poziom inwersji passatowej obniża się tam w stosunku do tego
poziomu, który występował przed nadejściem fali. W związku z tym rozwój chmur ulega
wyraźnemu ograniczeniu - jest bezchmurnie lub też występuje słabe zachmurzenie Cu hum.
Blisko osi grzbietu poziom inwersji passatowej zaczyna się podnosićstąd jeszcze przed
nadejściem samej osi pojawiają się silniej rozbudowane w pionie chmury Cu med i Cu con. Za
osią grzbietu fali występuje obszar konwergrncji. Nadmiar masy likwidowany przy powierzchni
oceanu jest przez wstępujący ruch powietrza, dzięki któremu poziom inwersji passatowej
wydatnie się podnosi. Wzrost wysokości poziomu inwersji passatowej umożliwia rozwój chmur o
budowie pionowej, te zaś intensywnie się rozbudowując - rozrywają i niszczą całkowicie
inwersję passatową w strefie położonej na wschód od osi grzbietu fali. W związku z tym w
strefie 100-200 Mm za osią grzbietu fali nie ma, o ile powietrze jest wystarczająco chwiejne,
jakichkolwiek ograniczeń dla rozwoju konwekcji. Tworzą się silnie rozbudowane chmury Cu con.
oraz Cb, sięgające niekiedy do tropopauzy.

Dalej ku wschodowi, gdzie poziom inwersji passatowej podnioesiony jest przez procesy
konwergencji wysoko, ale nie zostaje rozerwany, występują chmury Cu con. i Cu med. Jeszcze
dalej ku wschodowi poziom inwersji się obniża i i nieco przed osią doliny fali zalega na typowej
dla danej części strefy passatowej wysokości, w związku z czym zachmurzenie przechodzi
również do typowej dla danej strefy pogód passatowych postaci (ryc. 4)

Ryc. 4. Uproszczony przekrój przez falę wschodnią. 1 - oś grzbietu fali (zatoki), 2- poziom

inwersji passatowej, 3 - kierunek ruchu fali wschodniej

Typowy przebieg pogody dla przechodzącej fali wschodniej rysuje się więc następująco:

- w przedniej części fali wschodniej występuje słoneczna, bezchmurna lub co najwyżej z małym
zachmurzeniem (N = 1-2) pogoda, bez opadów, o na ogół bardzo dobrej widzialności poziomej,
z wiatrami NE, o wyraźnie większych prędkościach od prędkości passatu w danej strefie.

12/14/09 9:54 PM

Meteorologia tropikalna. Zmącenia tropikalne.

Page 9 of 11

http://ocean.am.gdynia.pl/student/meteo1/trop_zmac.html

z wiatrami NE, o wyraźnie większych prędkościach od prędkości passatu w danej strefie.
Ponieważ często prędkości wiatru są w tej części duże (5-6, niekiedy nawet do 7°B), a wiatr na
bardzo dużych przestrzeniach nie zmienia kierunku, w przedniej części fali wschodniej często
występuje relatywnie wysoki stan morza. Wysoki stan morza, w połączeniu z dość silnym
wiatrem mogą stwarzać kłopoty dla statków o małej mocy SG.

- krótko przed nadejściem osi grzbietu fali wiatr wyraźnie słabnie, zaczyna skręcać na N,
jednocześnie na niebie zaczyna pojawiać się zachmurzenie - wysoko napływają chmury Ci (z
rozpadu górnych części Cb znajdujących za osią fali) i niekiedy Ac (z rozpadu środkowych partii
Cb), niżej rozwijają się szybko Cu med i Cu con. Z tych ostatnich mogą wystąpić przelotne
opady dochodzące do poziomu morza, bniżające widzialność.

- po przejściu osi grzbietu fali zachmurzenie wzrasta najczęściej do całkowitego, występują
bardzo intensywne opady i burze, w których szkwały mogą osiągnąć siłę sztormu. Opady są
przelotne, wykazują bardzo dużą zmienność natężenia. Podstawowa masa chmur jest ze statku
nierozpoznawalna, choć występujące silne wyładowania atmosferyczne wyjaśniają. że są to
chmury Cb. Poniżej głównej podstawy chmur widoczne są często Cu fra. i St fra. W rzadkich
przerwach między chmurami Cb i Cu con mogą być Ac, Cs i Ci. Poza strefą szkwałów wiatr
skręca powoli do SE.

- dalej (100-200 Mm) od osi grzbietu fali częstość występowania opadów i ich natężenie
stopniowo maleje, pojawiają się coraz liczniejsze przerwy w zachmurzeniu, w lukach między
chmurami niskimi (Sc cugen) mogą być widoczne Ac i chmury wysokie., porywistość wiatru
słabnie, a jego kierunek stopniowo przechodzi od SE do E. Następnie zachmurzenie powoli się
zmniejsza i przechodzi do postaci typowej dla danej strefy pogód passatowych.

Taki przebieg pogody w fali wschodniej jest typowy raczej dla dolnej, czyli położonej w niższych
szerokościach części fali. Wtaz ze wzrostem szerokości (czyli bliżej wierzchołka fali) szerokość
strefy zachmurzenia i natężenie konwekcji się zmniejsza.

Fale wschodnie występują nad obszarem Oceanu Atlantyckiego oraz w zachodniej i
środkowej części Oceanu Spokojnego, w ich partiach położonych na północ od równika. Często
przechodzą seriami, gdy w ciągu kilkunastu dób przechodzi nad danym akwenem kilka fal -
jedna za drugą. Ogólna cyrkulacja atmosferyczna nie jest całkowicie symetryczna w stosunku
do równika. Strefa przenosu zachodniego półkuli południowej leży znacznie bliżej rownika niż na
półkuli północnej. Ponieważ dla rozwoju fali wschodniej konieczne jest istnienie silnego
przenosu wchodniego, obejmującego całą miąższość troposfery, każde wtargnięcie w tropiki
silnych wiatrów zachodnich w górnej troposferze powoduje albo uniemożliwienie powstania fali,
albo jej wygaszenie. Z tego względu fale wschodnie nie tworzą się na obszarze półkuli
południowej (Riehl, 1979). Brak jest również warunków do powstawania fal wschodnich na
półkuli północnej na obszarach, na których występuje cyrkulacja monsunowa.

Na mapach analizy tropikalnej oznaczane są tylko pewne elementy fal wschodnich - są nimi
osie grzbietów. Na znajdującej się niżej reprodukcji mapy analizy tropikalnej (ryc. 5) osie fal
wschodnich (nazwa angielska w wersji amerykańskiej - tropical wave) odnajdujemy jako grube
czarne linie, obok których znajdują się oznaczenia "L". Przy obu osiach fal wschodnich znajdują
się strzałki skierowane na W, wskazujące, w jakim położeniu przewiduje się ich lokalizację za 24
godziny (element prognozy). Aby "przeczytać" z tej mapy warunki pogodowe, musimy wiedzieć,
jak kształtuje się pogoda w tropikach - wiedzieć np. jaka pogoda panuje w przedniej, jaka w
tylnej części fali i znajdujący się na mapie analizy tropikalnej "szkielet" pogodowy odpowiednio
wypełnić treścią. Bez znajomości charakterystyki pogód w strefie tropikalnej, mapy analizy
tropikalnej jest niezrozumiała.

12/14/09 9:54 PM

Meteorologia tropikalna. Zmącenia tropikalne.

Page 10 of 11

http://ocean.am.gdynia.pl/student/meteo1/trop_zmac.html

Ryc. 5. Mapa analizy tropikalnej (wersja z polem ciśnienia), wydana przez NOAA TPC (Tropical Prediction Center) o

godz 00Z, 02.10.2000. Duża liczba różnego rodzaju zaburzeń tropikalnych występujących nad przedstawionym

alwenem wynika z tego, że jeszcze temperatura powierzchni oceanu (SST) jest wysoka (początek pażdziernika). Na

mapie widzimy:pięknie rozwinięty wyż subtropikalny (Wyż Azorski), liczne zmącenia tropikalne (oznaczone jako

chmurki) nad Morzem Karaibskim, Cieśniną Florydzką i zachodnią częścią Morza Sargassowego, dwie fale

wschodnie (jedna na środkowej części Atlantyku, druga bliżej wybrzeży Afryki w strefie 5-20°N, depresję tropikalną

stanowiącą pozostałość po CT (sztormie tropikalnym) Joyce (przekreślone kółko nad Trynidadem), huragan Keith (u

południowej nasady Jukatanu). Zwróć uwagę, że pole ciśnienia (izobary co 4.0 hPa) w strefie od 20°N do 10°S nie

odtwarza tego zróżnicowania pogodowego.

Odnośniki:

1. [dla zaawansowanych] W czasie ruchu przywodnego strumienia powietrza w passacie,
powietrze z wyższych szerokości przemieszcza się nad coraz to cieplejszą wodę, w związku z
tym utrzymuje się stale sytuacja, że powietrze passatowe ogrzewa się od wody. Różnica
temperatury między wodą a powietrzem mieści się przeciętnie w granicach około 2-1 deg. Wraz
z ogrzewaniem się powietrza od wody, obniża się się wilgotność względna powietrza w cienkiej
warstwie przywodnej i rośnie w nim niedostyt wilgotności. Ten ostatni czynnik powoduje
gwałtowny wzrost parowania. Energia cieplna, dzięki której zachodzą procesy parowania jest
pobierana z powierzchni oceanu. Ogrzane i wilgotne powietrze unosi się do góry i miesza z
powietrzem wyżej zalegającym. W ten sposób w czasie przemieszczania się powietrza
passatowego systematycznie wzrasta w nim zasób energii cieplnej - zarówno ciepła jawnego
(temperatura) jak i ciepła utajonego (utajone ciepło kondensacji pary wodnej zawartej w tym
powietrzu). W miarę wzrostu wilgotności względnej powietrza zmniejsza się w nim różnica
między temperaturą a temperaturą punktu rosy. W przypadku występowania prądów
wstępujących wywołanych przez termiczne niejednorodności w polu temperatury powierzchni
oceanu, w tym powietrzu, w którym różnica temperatury powietrza i temperatury punktu rosy jest
niewielka (np. 4 deg), wystarczy, że powietrze uniesie się stosunkowo niewysoko (w tym
przypadku 400 m nad powierzchnię oceanu) i rozpoczną się procesy kondensacji, z którymi
związane jest wydzielanie się utajonego ciepła kondensacji. Od poziomu kondensacji

12/14/09 9:54 PM

Meteorologia tropikalna. Zmącenia tropikalne.

Page 11 of 11

http://ocean.am.gdynia.pl/student/meteo1/trop_zmac.html

związane jest wydzielanie się utajonego ciepła kondensacji. Od poziomu kondensacji
występująca równowaga chwiejna zamieni się na równowagę skrajnie chwiejną i prądy
konwekcyjne od podstawy chmury gwałtownie się zintensyfikują. Wobec dużego zasobu pary
wodnej w powietrzu wydzielanie dużych ilości utajonego ciepła kondensacji odbywać się będzie
w miąższej warstwie powietrza i prędkość unoszenia się powietrza będzie wzrastać. Ponieważ
wartość maksymalnej prężności pary wodnej jest jedynie funkcją temperatury powietrza, im
wyższa temperatura powietrza w takich warunkach (w passacie, gdzie wzbogacanie się
powietrza w parę wodną odbywa się bez przeszkód), tym silniejsza chwiejność atmosfery i
większe prawdopodobieństwo rozwoju chmur burzowych i związanych z nimi gwałtownych
prądów wstępujących.
Ogólnie można powiedzieć, że w cyrkulacji passatowej i monsunowej nad oceanami odbywa
się przekaz energii cieplnej z oceanu do atmosfery, która to energia jest zamieniana następnie
na energię ruchu (kinetyczną). Największe natężenie zamiany energii cieplnej na energię
kinetyczną ma miejsce w strefie MSZ, w której funkcjonują mechanizmy podtrzymujące
funkcjonowanie cyrkulacji atmosferycznej w komórce Hadleya (komórce cyrkulacji passatowej -
od wyżów subtropikalnych do MSZ).

2. Aby wyrobić sobie pogląd na rzeczywiste sumy opadowe należy pamiętać, że opad ten w
punkcie nieruchomo położonym na powierzchni oceanu jest krótkotrwały i z reguły nie
przekracza 45 minut.

3. Nie wszędzie. Na NW Pacyfiku linie szkwałów tworzące się w czasie monsunu zimowego lub
bezmonsunia między Wyspami Japońskimi a Tajwanem - Filipinami przemieszczają się często z
północy na południe lub z NNW na SSE. Tam też linie szkwałów mogą osiągnąć dlgości
przekraczające 500 Mm. Na japońskich mapach synoptycznych oznaczane są sygnaturą frontu
chłodnego.

4. Prędkość wiatru powyżej warstwy tarcia określa formuła na prędkość wiatru geostroficznego
(V

G

= (4.81·G

B

)/sin(fi) [m/s]). Załóżmy stały gradient baryczny (G

B

) typowy dla strefy

międzyzwrotnikowej, równy 0.3 hPa/1°. Przy takim gradiencie barycznym prędkość wiatru
geostroficznego (V

G

) na szerokości 30° wyniesie 2.9 m/s, na szerokości 25° - 3.4 m/s, na 15° -

5.6 m/s, a na 10° - 8.3 m/s. Tak więc ten sam, stały i typowy gradient baryczny powoduje
wystąpienie niemal trzykrotnie większej prędkości wiatru na szerokości 10° niż na 30°.

Rozdział 2, poprawiony i uzupełniony skryptu A.Marsza i A.Styszyńskiej "Materiały do ćwiczeń z meteorologii i
oceanografii - cz. II - Cyklony tropikalne", WSM Gdynia, 1992 (wyd. I). Prawa autorskie zastrzeżone.