12/22/09 4:11 PM
Ogólne wiadomości o kształtowaniu się pogody w strefie międzyzwrotnikowej
Page 1 of 21
http://ocean.am.gdynia.pl/student/meteo1/trop_ow1.htm
METEOROGIA TROPIKALNA
1. Ogólne wiadomości o kształtowaniu się pogody w strefie międzyzwrotnikowej
Pogody w strefie cyrkulacji passatowej
Międzyzwrotnikowa strefa zbieżności (MSZ, ITCZ)
Pogody w strefie cyrkulacji monsunowej
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.
12/22/09 4:11 PM
Ogólne wiadomości o kształtowaniu się pogody w strefie międzyzwrotnikowej
Page 2 of 21
http://ocean.am.gdynia.pl/student/meteo1/trop_ow1.htm
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.
12/22/09 4:11 PM
Ogólne wiadomości o kształtowaniu się pogody w strefie międzyzwrotnikowej
Page 3 of 21
http://ocean.am.gdynia.pl/student/meteo1/trop_ow1.htm
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
12/22/09 4:11 PM
Ogólne wiadomości o kształtowaniu się pogody w strefie międzyzwrotnikowej
Page 4 of 21
http://ocean.am.gdynia.pl/student/meteo1/trop_ow1.htm
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
12/22/09 4:11 PM
Ogólne wiadomości o kształtowaniu się pogody w strefie międzyzwrotnikowej
Page 5 of 21
http://ocean.am.gdynia.pl/student/meteo1/trop_ow1.htm
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
12/22/09 4:11 PM
Ogólne wiadomości o kształtowaniu się pogody w strefie międzyzwrotnikowej
Page 6 of 21
http://ocean.am.gdynia.pl/student/meteo1/trop_ow1.htm
uległy całkowitemu przetransformowaniu w powietrze równikowe. Ponieważ w takich rejonach
przestaje istnieć również i poziom inwersji passatowej, brak jest czynnika ograniczającego
rozwój chmur pionowych. Masy powietrza równikowego, pod wpływem minimalnych bodźców
termicznych rozpoczynają ruch wstępujący. Powoduje to rozbudowywanie się olbrzymich
zespołów chmur Cumulonimbus, których górne wierzchołki sięgają poziomu tropopauzy
(około 16 000 - 18 000 m). Niezwykle silne ruchy wstępujące występujące w tych chmurach
kierują ogromne masy powietrza ku górze, gęstość tego powietrza, na skutek wydzielania się
gigantycznych ilości ciepła kondensacji, maleje, przez co następuje przy powierzchni oceanu
obniżenie ciśnienia atmosferycznego. W ten uproszczony sposób można wyobrazić sobie
powstanie przy powierzchni Ziemi (w dolnej troposferze) równikowej strefy (bruzdy) obniżonego
ciśnienia. Strefa ta, jak nietrudno się domyślić, będzie występowała nad pasem wód
oceanicznych osiągających najwyższe temperatury.
Ze względu na to, że w tej strefie (nad pasem najwyższych temperatur powierzchni oceanu)
następuje nad oceanami zbieżność passatów, jest ona nazywana również
międzyzwrotnikową
strefą zbieżności
lub
międzyzwrotnikową strefą konwergencji
. Niekiedy w literaturze, zwłaszcza
starszej, można też natknąć się też na określenie "
równikowa strefa konwergencji
", co sugeruje,
że położona jest ona na równiku, lecz sugestia taka prawdziwa jest tylko dwa razy w roku.
Jeszcze obecnie, w niektórych pracach, wyjątkowo przywiązanych do największych osiągnięć
naukowych drugiej połowy XIX wieku, pokutuje nazwa "
front równikowy
". Oczywiście MSZ nie
jest żadnym "frontem", ani w sensie dynamicznym, ani poziomego gradientu termicznego.
Różnice temperatury między powietrzem równikowym a powietrzem równikowym są mniej
więcej takie, jak między masą powietrza równikowego, a masą powietrza równikowego Obecnie
najczęściej stosuje nazwę "
międzyzwrotnikowa strefa zbieżności
" i jej pisany zawsze dużymi
literami skrót -
MSZ
, angielski
ITCZ
- Intertropical Convergence Zone.
W MSZ brak jest jakichś stałych wartości gradientu barycznego, przeważnie gradienty są tam
znikomo małe, stąd obserwuje się tam występowanie wiatrów słabych, zmiennych oraz dużego
odsetka cisz. Nieokresowo występują tam silne, porywiste wiatry (szkwały) związane z
funkcjonowaniem burz tropikalnych. Szerokość MSZ jest zmienna. Zmienność ta ma charakter
regionalny i charakter sezonowy. Na ogół szerokość MSZ wynosi od 1 do 3.5° (na kole wielkim,
szerokości geograficznej). Praktycznie MSZ tworzy dwie podstrefy zbieżności passatów, z
których w jednej zbiegają się passaty półkuli północnej, w drugiej zaś południowej. W takich
sytuacjach, w środku MSZ, między oboma strefami zbieżności passatów, występują dość silne,
niemal stałe wiatry zachodnie. Taki układ budowy MSZ jest typowy dla znacznych części
Oceanu Spokojnego i okresowo Oceanu Indyjskiego. Na Oceanie Atlantyckim obie podstrefy
najczęściej są połączone i znajdują się na tej samej półkuli; w takim przypadku szerokość MSZ
jest wyraźnie mniejsza (1-2°), a występowania środkowej podstrefy wiatrów zachodnich się nie
obserwuje.
Znając omówiony układ cyrkulacji i funkcjonujące procesy pogodowe, można zrozumieć
główne cechy pogody panującej w strefach podzwrotnikowych i strefie międzyzwrotnikowej nad
Oceanem Atlantyckim, wschodnią i środkową częścią Oceanu Spokojnego i położoną na
południe od równika częścią Oceanu Indyjskiego. Jest ona następująca (patrz ryc. 3)
12/22/09 4:11 PM
Ogólne wiadomości o kształtowaniu się pogody w strefie międzyzwrotnikowej
Page 7 of 21
http://ocean.am.gdynia.pl/student/meteo1/trop_ow1.htm
Rys. 3. Schemat układu stref pogodowych w strefie passatowej, od centralnych części wyżów subtropikalnych do
strefy MSZ. A - strefa pogód centralnych części wyżów subtropikalnych, B - strefa pogód peryferycznych,
dorównikowych części wyżów subtropikalnych, P - strefa passatów: C - strefa pogód początkowej (przywyżowej)
części passatów, D - strefa pogód środkowej części passatów, E - strefa pogód przyrównikowej części passatów.
MSZ - Międzyzwrotnikowa Strefa Zbieżności: N MSZ - północna strefa zbieżności passatów, SPZ - strefa przenosu
zachodniego (gdy MSZ jest "podwójna"), S MSZ - strefa zbieżności paasatów półkuli południowej.
1.
Strefa pogód centralnych partii wyżów subtropikalnych
(oznaczenie na rycinie; A). Przeważa
pogoda bezchmurna o silnej insolacji w dzień i silnym wypromieniowaniu nocą, przez co
dobowe amplitudy temperatury mogą być dość duże. W przywodnej warstwie temperatury
zawierają się w granicach od 18 do 22-25°C, wilgotność powietrza wykazuje duże wahania
między dniem a nocą (około 50-60% w dzień, 70-80% nocą). Jest bezwietrznie lub występują
bardzo słabe i słabe wiatry zmienne. Opadów brak.
2.
Strefa pogód peryferycznych, dorównikowych części wyżów subtropikalnych
(oznaczenie na
rycinie; B). Dominuje pogoda słoneczna o małym zachmurzeniu w dzień (N = 1-2)
bezchmurna w nocy, o dość dużych amplitudach temperatury w ciągu doby. Temperatura
powietrza wynosi 20-26°C. Występują wiatry słabe: 2, 2-3°B, w nocy zmniejszające swoją
prędkość, dość stałe co do kierunku. W 2-3 godziny po wschodzie Słońca rozpoczynają się
tworzyć pierwsze płaskie chmury Cu hum., następnie zachmurzenie bardzo powoli wzrasta,
osiągając maksimum (N = 2-3) około godziny 15. Pod wieczór (16-18), przed zachodem
Słońca, zachmurzenie szybko się zmniejsza, tak, że tuż przed zachodem Słońca niebo
wypogadza się całkowicie. Opady nie występują (jak wiadomo chmury Cu hum. opadów nie
dają).
3.
Strefa pogód początkowej (przywyżowej) części strefy passatowej
(oznaczenie na rycinie
PC). Dominuje pogoda o niewielkim zachmurzeniu (N = 1 do 2) lub braku zachmurzenia w nocy,
w dzień następuje wyraźny wzrost zachmurzenia do 3-4. Maksimum zachmurzenia ma miejsce
w godzinach popołudniowych (3-4). Rano tworzą się chmury Cu hum., z których część rozwija
się do postaci Cu med. Przed zachodem Słońca zachmurzenie szybko się zmniejsza, tak że po
jego zachodzie pozostają na niebie nieliczne, pojedyńcze Cu hum. i Cu fra. Temperatura
powietrza w dzień wynosi od 22 do 26°, nocne spadki temperatury są mniejsze niż w
poprzedniej strefie. Opady nie występują. Wiatr na ogół dość stały co do kierunku, słaby (3°B w
nocy, do 4° w dzień).
4.
Strefa pogód środkowej części strefy passatów
(oznaczenie na rycinie PD). Wiatr wyraźnie
mocniejszy, w nocy umiarkowany (4°) w dzień się nasila (4-5°B, niekiedy nawet 5°), bardzo
stały co do kierunku. Temperatura powietrza osiąga 24 - 27°C, wilgotność względna nocą staje
się bardzo wysoka, często pojawiają się obfite rosy na pokładzie. Zachmurzenie jest zmienne; w
dzień następuje szybki rozwój chmur. Dominują Cu med. i Cu con. W oddali często można
zauważyć występujące pod chmurami Cu con. strefy opadowe (virgo), dochodzące lub nie
(częściej) do powierzchni morza, choć wejście statku w strefę opadu jest raczej mało
12/22/09 4:11 PM
Ogólne wiadomości o kształtowaniu się pogody w strefie międzyzwrotnikowej
Page 8 of 21
http://ocean.am.gdynia.pl/student/meteo1/trop_ow1.htm
(częściej) do powierzchni morza, choć wejście statku w strefę opadu jest raczej mało
prawdopodobne. Jeśli trafi się w opad, to jest to opad grubokroplisty o dość dużym natężeniu,
przelotny i krótkotrwały (kilka minut). Sporadycznie występują chmury Cb, często o dziwacznych
kształtach - ze spłaszczoną, wyrównaną powierzchnią górnej masy chmury, opartej o poziom
inwersji passatowej i cienką pionową wypustką, przebijającą poziom inwersji, zakończoną
kowadłem. Pod takimi chmurami mogą wystąpić znacznie bardziej intensywne opady i wystąpić
burze.
Maksymalne zachmurzenie w dzień występuje około godziny 14 - 15, sięga wtedy do 4 -5,
około godziny 17 następuje szybkie rozmywanie się chmur, tak że po zachodzie Słońca
zachmurzenie wynosi od 1 do 3 i składa się głównie z pozostałości (produktów rozpadu) chmur
Cu con. i Cb (głownie Ac, Cu fra., niekiedy Ci). Zazwyczaj około godziny 20-21 niebo staje
czyste. W nocy mogą się ponownie tworzyć lokalnie pojedyńcze Cu med., rzadziej masywne Cu
con., jednak nawet wtedy zachmurzenie rzadko jest większe od 3.
5.
Strefa pogód przyrównikowej części strefy passatów
(oznaczenie PE). Wiatr w tej strefie jest
przeważnie umiarkowany (4°B), niekiedy silniejszy (4-5). Stałość prędkości jest tu wyraźnie
mniejsza niż w środkowej części strefy pogód passatowych, mniejsza jest również stałość
kierunku wiatru. Temperatura powietrza w dzień wynosi około 26-28°C, w nocy spadki
temperatury są niewielkie (24-25°C). Wilgotność względna jest duża zarówno w nocy (90-95%)
jak i w dzień (70-80%). Obserwuje się występowanie zachmurzenia zmiennego o wyraźnie
zaznaczonym cyklu dobowym rozwoju. Zachmurzenie tworzą głównie Cu con. i Cb. Podobnie
jak i w poprzednich strefach pogód passatowych maksimum zachmurzenia w dzień występuje
około godziny 14-16 lokalnego czasu słonecznego, osiągając 4 - 6. Przed zachodem Słońca
chmury Cu con. i Cb szybko się rozmywają, zachmurzenie dość gwałtownie się zmniejsza, ale
niebo pozostaje zasnute produktami rozpadu chmur pionowych. Są to Ci cbgen.
(cumulonimbogenitus), niekiedy Cc takiej samej genezy, Ac i Ac w płatach. Chmury te,
oświetlone przez zachodzące Słońce dają piękne barwy zmierzchowe, w momencie gdy Słońce
znajduje się już pod horyzontem przybierają kolor zielonawo-szary. Również i te chmury po
zachodzie Słońca powoli się rozmywają i w 2 - 3 godziny po zachodzie Słońca stanowią już
tylko niewielkie pokrycie nieba. Około godziny 22 - 00 czasu lokalnego rozpoczyna się
gwałtowny rozwój chmur o budowie pionowej - są to początkowo masywne wieżyce Cu con., z
których część rozwija się do Cb. Minimalne zachmurzenie (N = 2 - 3) występuje rano.
Dobrze rozwiniętym chmurom Cu con., zwłaszcza Cb, towarzyszą często strefy opadowe, a
chmurom Cb również burze. Opady w tej strefie są w dzień na ogół krótkotrwałe,
kilkunastominutowe, przelotne. Opady (jeśli występują) z Cu con. są grubokropliste, o dość
dużym natężeniu, z Cb gwałtowne, o charakterze bardzo intensywnych ulew. Opady nocne,
zawsze związane z burzami, są bardziej gwałtowne i dłuższe niż w dzień. Maksima opadowe
korespondują ze stopniem rozwoju zachmurzenia, w dzień największe prawdopodobieństwo
wystąpienia opadów przypada na okres od godziny 13-14 do 15-16, w nocy od 22 do 01.
Burzom towarzyszą silne szkwały, w których kierunek wiatru może być odmienny od kierunku
passatu.
6.
Strefa pogód MSZ
(oznaczenie: MSZ). Charakterystyczną cechą pogody w MSZ jest jej
pochmurność. Obserwuje się zachmurzenie zmienne, na ogół duże (N = 6 - 7), często całkwite
(N = 8). Zachmurzenie to tworzą głownie chmury Cb w różnych stadiach rozwoju, których
jednak często nie można bezpośrednio rozpoznać, gdyż widać na ogół tylko ich podstawy.
Bardzo często pod podstawami chmur głównych występują St fra. i Cu fra. z parujących
opadów. Opady są częste, grubokropliste, na ogół bardzo intensywne, ograniczające
widzialność do 100, a czasami i mniej metrów. Opadom bardzo często towarzyszą burze z
bardzo intensywnymi wyładowaniami atmosferycznymi i silnymi szkwałami. Poza strefami
wiatrów burzowych wiatry są słabe, zmienne, często występują cisze. Oprócz opadów
czynnikiem ograniczającym widzialność poziomą mogą być dość często występujące w tej
12/22/09 4:11 PM
Ogólne wiadomości o kształtowaniu się pogody w strefie międzyzwrotnikowej
Page 9 of 21
http://ocean.am.gdynia.pl/student/meteo1/trop_ow1.htm
czynnikiem ograniczającym widzialność poziomą mogą być dość często występujące w tej
strefie krótkotrwałe, dość silne zamglenia, powstające z parowania opadów lub ochładzania
powietrza przez znacznie chłodniejsze od powietrza deszcze (najczęściej rano).
Temperatura powietrza jest tu wysoka, wynosi od 26 do 30°C, a dobowe amplitudy
temperatury powietrza są niewielkie.
Wilgotność względna jest stale bardzo duża, z reguły
zawarta w granicach 90 - 100%, wzrost do 100% wykazuje związek raczej z występowaniem
opadów niż z dobowymi wahaniami temperatury.
Opady charakteryzuje występowanie dwu maksimów w ciągu doby. Pierwsze z nich zaznacza
się we wczesnych godzinach porannych (07 - 09), drugie w godzinach wczesnowieczornych (19
- 22 czasu miejscowego). Trzeba jednak pamiętać, że w tej strefie wystąpienie opadu jest
możliwe w dowolnej porze doby.
Tak schematycznie zrysowany, ogólny układ warunków pogodowych jest stały względem
centralnych partii wyżów pozwrotnikowych. Jednakże, jak już wspomniano, położenie tych
centrów działania atmosfery i ich rozmiary wykazują sezonową zmienność. Zmienność ta zależy
od od zmian w rocznym cyklu dopływu energii słonecznej i wykazuje pewne opóźnienie (6 - 8
tygodni) w stosunku do zmian deklinacji Słońca. W związku z tym w porze górowania Słońca na
danej półkuli centra antycyklonów przesuwają się w wyższe szerokości (średnio o około 5-6° na
na półkuli północnej, nieco mniej niż 5° półkuli południowej), same zaś antycyklony rozbudowują
się, choć ciśnienie w nich jest 5 - 6 hPa niższe niż zimą. Wraz ze zmianami położenia centrów
antycyklonów i występowania pasa najcieplejszej wody (równika termicznego) następują
przesunięcia położenia MSZ. I tak, na przykład nad Atlantykiem, w pobliżu wybrzeży Ameryki
Południowej na przełomie stycznia i lutego MSZ zajmuje położenie bliskie 5°S, w okresie końca
lipca - początku września przemieszcza się aż na równoleżnik 12 - 15°N.
Ponieważ położenie MSZ zmienia się silniej niż położenie osi antycyklonów subtropikalnych,
szerokość strefy passatów na danej półkuli również wykazuje sezonową zmienność - w porze
zimnej na danej półkuli szerokość strefy passatów rośnie.
Oznacza to, że znajdujące się w strefie międzyzwrotnikowej obszary, na skutek
periodycznego przemieszczania się omówionych poprzednio stref pogodowych, dostają się w
określonych sezonach w obręb różnej pogody. Prowadzi to do występowania w strefie
międzyzwrotnikowej zróżnicowanych warunków klimatycznych, charakteryzujących się
odmiennymi układami (ilością i rozkładami w czasie) pór suchych i deszczowych, wraz z
towarzyszącymi im zmianami zachmurzenia (a tym samym i insolacji), prędkości i kierunku
wiatru, temperatury powietrza etc. (patrz poniżej, ryc. 4)
12/22/09 4:11 PM
Ogólne wiadomości o kształtowaniu się pogody w strefie międzyzwrotnikowej
Page 10 of 21
http://ocean.am.gdynia.pl/student/meteo1/trop_ow1.htm
Ryc. 4. Rozkład miesięcznych sum opadowych w Libreville i Freetown (atlantyckie wybrzeża Afryki). Zwróć uwagę,
że pora sucha we Freetown (8.5°N) występuje w grudniu, styczniu, marcu i kwietniu, kiedy to MSZ jest najdalej
przesunięty na S. W tym czasie, nad Atlantykiem tak nisko schodzi strefa bezopadowych pogód środkowej części
strefy passatowej. Już w maju Freetown dostaje się w zasięg przesuwającej się ku północy przyrównikowej strefy
pogód passatowych, dla której charakterystyczne jest występowanie częstych i intensywnych burz tropikalnych, stąd
wydatny wzrost opadów. Ilość burz tropikalnych rośnie w miarę zbliżania się MSZ. Strefa pogód MSZ z obfitymi
opadami nasuwa się nad Freetown w lipcu, w sierpniu Freetown znajduje się na południowym pograniczu strefy
MSZ i strefy przyrównikowych pogód passatowych. W drugiej połowie sierpnia MSZ zaczyna się wycofywać na
południe i gdzieś około połowy września opuszcza ten rejon, który dostaje się ponownie w strefę pogód
przyrównikowej części strefy passatów a następnie w środkową część strefy pogód passatowych (zmniejszanie sum
opadowych). W czasie, gdy we Freetown występuje pora deszczowa związana z występującym tam MSZ-em,
położone dalej na południu Libreville dostaje się w zasięg środkowej części strefy pogód passatowych położonych
na S od MSZ (silnie poszerzonej) i występuje tam pora sucha. MSZ nad równikiem (szerokość Libreville to 0.5°N)
przemieszcza się dwukrotnie w ciągu roku - w marcu-kwietniu i październiku-listopadzie, na wykresie odpowiadają
temu maksima opadowe. W okresie od grudnia do lutego włącznie Libreviile znajduje się w strefie pogód
przyrównikowej części strefy passatowej pułkuli północnej, stąd dość obfite opady. Przykład wskazuje, jak na
niezbyt dużej odległości (około 500 Mm), w wyniku przemieszczania się omówionych stref pogodowych, dochodzi
do całkowicie odmiennego rocznego rytmu pogód, tworzącego odmienne typy klimatu.
Przepływając statkiem przez strefę międzyzwrotnikową bardzo często się tego nie zauważa, a
jeszcze częściej - nie ma się tego świadomości, spostrzegając tylko zmiany stref pogodowych.
1.3. Pogody w strefie cyrkulacji monsunowych
Inaczej kształtuje się rozkład cyrkulacji atmosferycznej nad Oceanem Indyjskim w jego części
położonej na północ od równika oraz na zachodniej, przyazjatyckiej części Oceanu Spokojnego.
Na przestrzenny rozkład układów barycznych, poprzez kształtowanie pola temperatury
powietrza, olbrzymi wpływ wywiera rozkład lądów i mórz. Ogromna masa lądowa kontynentu
Eurazji oraz Afryki w porze letniej bardzo silnie się nagrzewa, znacznie silniej niż północna
część Oceanu Indyjskiego i przylegająca do brzegów Azji Południowo-Wschodniej część
Oceanu Spokojnego. W związku z tym, w pewnym momencie następuje przesunięcie
12/22/09 4:11 PM
Ogólne wiadomości o kształtowaniu się pogody w strefie międzyzwrotnikowej
Page 11 of 21
http://ocean.am.gdynia.pl/student/meteo1/trop_ow1.htm
Oceanu Spokojnego. W związku z tym, w pewnym momencie następuje przesunięcie
kontynuacji równikowej strefy obniżonego ciśnienia (nie MSZ) z nad Atlantyku nad Afryką i Azją
znacznie dalej na północ, niż nad obszarami morskimi. Strefa obniżonego ciśnienia osiąga nad
Morzem Czerwonym położenie około 22°N na 040° długości E i aż 28°N na 080°E, czyli nad
Indiami (Riehl, 1979). Dodatkowo na tak dalekie przesunięcie strefy obniżonego ciśnienia ku
północy, nad Azję, ma wpływ istnienie w tym rejonie wysoko wyniesionego (4000 - 4500 m
n.p.m.) płaskowyżu Tybetu, który latem, po stopnieniu tam występującej skąpej pokrywy
śnieżnej (zmiana albedo), powoduje silniejsze niż zimą ogrzanie środkowej troposfery,
wymuszając pewne osobliwości cyrkulacji w środkowej i górnej troposferze, (Ramage, 1971),
których tutaj nie będzie się dalej objaśniać.
W rezultacie takiego przesunięcia strefy obniżonego ciśnienia ku północy, masy powietrza
znad południowej części Oceanu Indyjskiego (passaty) przekraczają równik i po zmianie
kierunku, spowodowanej zmianą zwrotu siłu Coriolisa, kierują się na półkuli północnej ku NE -
NNE, czyli nad ląd. To samo dzieje się w strefie pogranicza Oceanu Indyjskiego i Spokojnego.
Masy te, przebywając długą drogę nad ciepłymi, silnie wygrzanymi wodami oceanicznymi, już
od rejonów położonych nieco na południe od równika przybierają charakter powietrza
równikowego (PR), to jest posiadają temperaturę 26-28°C (lub nawet nieco wyższą) i wilgotność
85-95%. Są one w związku z tym bardzo silnie chwiejne i im dalej ku północy, tym bardziej
wzrasta w nich częstotliwość występowania chmur Cu i Cb, przez co stopniowo wzrasta również
zachmurzenie i częstość występowania opadów. Rozwój chmur w pionie nie jest tu ograniczany
przez poziom inwersji passatowej, ten bowiem ulega już całkowitej destrukcji już na południe od
równika.
W ten sposób tworzy się swoista dla tego regionu cyrkulacja letnia, która charakteryzuje się
występowaniem nad północną częścią Oceanu Indyjskiego stałych wiatrów SW-SSW
(regionalnie WSW lub SSE), czyli wiejących z nad oceanu w kierunku lądu, którym towarzyszy
gorąca i duszna pogoda z dużym zachmurzeniem i częstymi opadami. Stałość kierunku i
prędkości tych wiatrów jest bardzo duża, choć wykazuje pewną regionalną zmienność.
Jesienią półkuli północnej dochodzi do stopniowego ochładzania powierzchni lądowych Azji i
Afryki w strefie szerokości 20-30°N. W momencie, gdy ochłodzi się powierzchnia Tybetu, nagle
w środkowej troposferze zaczyna brakować dotychczas istniejącego tam silnego ogniska ciepła,
utrzymującego położenie strefy obniżonego ciśnienia nad obszarami lądowymi Północnej Afryki i
SE Azji. Strefa obniżonego ciśnienia gwałtownie zanika i przez pewien czas utrzymuje się nad
północną częścią Oceanu Indyjskiego, Indiami, Półwyspem Arabskim słaby, niezdecydowany
gradient baryczny. W tym czasie, od Altantyku, stopniowo przesuwając się ku wschodowi
dochodzi do regeneracji nad Afryką i Oceanem Indyjskim MSZ-tu, pod którym ciśnienie
nieznacznie spada. Nieco później, najczęściej w październiku-listopadzie, nad północną
Australią powstaje niż termiczny. MSZ nad Oceanem Indyjskim gwałtownie wtedy przesuwa się
na południe (koniec listopada - początek grudnia), w szerokości około 8°S nad wschodnimi
wybrzeżami Afryki i do szerokości 12-13°S nad Północną Australią (patrz rysunek 5; poniżej).
Ciśnienie pod MSZ w tym momencie zdecydowanie się obniża, po czym stabilizuje się na niskim
poziomie.
12/22/09 4:11 PM
Ogólne wiadomości o kształtowaniu się pogody w strefie międzyzwrotnikowej
Page 12 of 21
http://ocean.am.gdynia.pl/student/meteo1/trop_ow1.htm
Ryc. 5. Przebieg roczny średnich miesięcznych wartości ciśnienia atmosferycznego zredukowanego do poziomu
morza i średnich miesięcznych sum opadowych w Port Darwin (północna Australia). Zwróć uwagę na odwrotność
przebiegu ciśnienia atmosferycznego i sum opadowych. Latem (grudzień, styczeń, luty; półkula południowa) nad tą
częścią Australii i mórz rozciągających się od niej na wschód tworzy się strefa obniżonego ciśnienia, związana z
przemieszczającym się na S MSZ-tem. Występują wtedy pogody pochmurne z silnymi i częstymi opadami. Zimą
półkuli południowej (czyli w lecie półkuli północnej: maj, czerwiec, lipiec sierpień, wrzesień), gdy MSZ przemieszcza
się daleko na północ, nad N Australię sięga wyż subtropikalny, z którym związana jest bezchmurna i bezopadowa
pogoda oraz wiatry SE (masa powietrza zwrotnikowo-kontynentalnego).
W porze zimowej masywy lądowe Eurazji, zwłaszcza Azji, ulegają niezwykle silnemu
wychłodzeniu. Nad rozległymi obszarami Syberii, Mongolii i wschodnich Chin temperatura
powietrza w dolnej troposferze bardzo silnie się obniża i powstaje nad tym obszarem układ
wysokiego ciśnienia, zwany przez niektórych badaczy polarnym antycyklonem. Ciśnienie w jego
centrum może dochodzić do 1080 hPa, przeciętnie osiąga wartość 1040-1045 hPa. Klimatyczne
centrum tego układu, często zwanego Wyżem Syberyjskim lub Antycyklonem Azjatyckim leży w
rejonie Jeziora Bajkał - Pustyni Gobi
Wysokie ciśnienie w Wyżu Syberyjskim stabilizuje się
w listopadzie-grudniu.
W efekcie utworzenia się ustabilizowanego MSZ-tu ciągnącego się od wschodnich wybrzeży
Afryki do północnej Australii i jednocześnie utworzenia się rozległego układu wysokiego
ciśnienia nad Syberią dochodzi do gwałtownego ożywienia cyrkulacji nad południową Azją i
północną częścią Oceanu Indyjskiego. Powietrze kontynentalne, bardzo suche i bardzo zimne,
wypływające ze zorientowanych na południe i wschód części Antycyklonu Azjatyckiego (Wyżu
Syberyjskiego) kieruje się ku brzegom kontynentu stopniowo się ogrzewając nad cieplejszymi
powierzchniami lądowymi a następnie przemieszcza się nad morzem, kierując się w stronę
MSZ, tworząc zwarty obszar stałych wiatrów. W rezultacie tego, nad wodami omywającymi Azję
Południowo-Wschodnią dominują wiatry z N do NNW, nad częścią Oceanu Indyjskiego
położoną na N od równika - z kierunku NE. Stałość kierunkowa tych wiatrów nad północną
częścią Oceanu Indyjskiego jest bardzo duża i przekracza 80%, prędkość średnia wynosi około
7 i więcej m/s, choć stałość prędkości jest mniejsza od stałości kierunku.
12/22/09 4:11 PM
Ogólne wiadomości o kształtowaniu się pogody w strefie międzyzwrotnikowej
Page 13 of 21
http://ocean.am.gdynia.pl/student/meteo1/trop_ow1.htm
7 i więcej m/s, choć stałość prędkości jest mniejsza od stałości kierunku.
Przemieszczając się nad lądem, ku coraz to niższym szerokościom, powietrze to stopniowo
się ogrzewa od silnie nasłonecznionego lądu (suche powietrze - bezchmurna pogoda).
Czynnikiem powodującym jego dodatkowe nagrzanie są procesy adiabatyczne związane z
przekraczaniem Tybetu i Himalajów (co jest istotne dla obszaru Indii i Pakistanu
). Brak
jednak warunków do tego, aby nastąpił wyraźniejszy wzrost zawartości pary wodnej w
powietrzu.
Nad obszary morskie wchodzi więc powietrze kontynentalne, bardzo suche o temperaturach
10-12°C w styczniu między wybrzeżami Chin a wyspą Hainan, 15-16°C w Zatoce Tonkińskiej,
18-20°C w Zatoce Bengalskiej i 17-18° w północnej części Morza Arabskiego.
Nad obszarami morskimi powietrze to bardzo szybko transformuje się w powietrze morskie -
szybko rośnie jego wilgotność względna do około 70% i nieco wolniej temperatura - do około
24°C. Po osiągnięciu tych parametrów termohigrycznych, w czasie drogi nad morzem następuje
już powolny wzrost temperatury tego powietrza do 26-27°C i wilgotności względnej do 80-85%.
Właściwości mas powietrza wypływającego nad wodę determinują występującą tam pogodę.
W strefie bliskiej lądu, a więc nad północną częścią Morza Arabskiego, w północnej części
Zatoki Bengalskiej, przy wybrzeżach Chin, północnego oraz środkowego Wietnamu, w porze
zimowej panuje pogoda o niewielkim zachmurzeniu, silnej insolacji, niemal całkowitym braku
opadów i chłodnych wiatrach odlądowych (chłodnych w takim sensie, jakim można mówić o tym
w tropikach). Dalej ku południowi i dalej od brzegów pogoda ulega stopniowej zmianie - wraz ze
wzrostem transformacji masy w kierunku masy powietrza zwrotnikowo-morskiego wzrasta
stopień chwiejności powietrza i pogoda zaczyna przypomniać pogodę, która występuje w
środkowej i przyrównikowej strefie pogód passatowych, jednak z większym udziałem burz
tropikalnych (brak inwersji passatowej, mogącej ograniczać rozwój pionowy chmur).
Tak przekształcone powietrze przekracza równik i po zmianie kierunku na NW dochodzi do
strefy obniżonego ciśnienia. Na jej obszarze dochodzi do zbieżności passatu wiejącego z SE z
powietrzem przychodzącym z N-NW w efekcie czego tworzy się typowy obszar MSZ, wraz z
typowym dla MSZ układem warunków pogodowych. Na wschodzie, częśc powietrza morskiego
dochodzi do północnej Australii, przynosząc na najdalej wysuniętch na północ wybrzeżach
obfite opady (patrz ryc. z Port Darwin).
W ten sposób powstaje swoista dla tego rejonu cyrkulacja zimowa, która charakteryzuje się
występowaniem stałych wiatrów z kierunków NE nad przeważającą częścią Oceanu Indyjskiego
leżącą na północ od równika oraz N-NNW wiatrów nad obszarami zachodniej części Oceanu
Spokojnego, czyli wiatrów wiejących z nad kontynentu. Cyrkulacja zimowa charakteryzuje się
swoistością występujących na tym obszarze typów pogody - odmiennych od pogód letnich.
Tego typu cyrkulacja, charakteryzująca się sezonową zmianą kierunków wiatrów, związaną z
raz z napływem powietrza morskiego nad ląd, drugi raz z napływem powietrza kontynentalnego
nad morze, a spwodowaną przez sezonowe różnice w kształtowaniu się pola barycznego
wymuszone przez odmienność reakcji termicznej lądu i morza, nosi nazwę
cyrkulacji
monsunowej
.
Sytuację, w której występuje cyrkulacja z morza nad ląd (wiatry z SW nad Oceanem
Indyjskim, z S-SE nad Morzem Południowo-Chińskim i tropikalnym NW Pacyfikiem) nazywa się
powszechnie
monsunem letnim
. Dla monsunu letniego charakterystyczna jest, opisana już,
małozróżnicowana pogoda o dużym zachmurzeniu, częstych i obfitych opadach, dużej i bardzo
dużej wilgotności powietrza oraz wysokiej temperaturze powietrza. Pogoda taka odczuwana jest
jako przykra - gorąca i duszna.
12/22/09 4:11 PM
Ogólne wiadomości o kształtowaniu się pogody w strefie międzyzwrotnikowej
Page 14 of 21
http://ocean.am.gdynia.pl/student/meteo1/trop_ow1.htm
Rys. 6. 36-godzinna prognoza pola ciśnienia i wiatru nad Morzem Arabskim i SW Azją. Mapa wydana przez Jeddah
(9.06.1990, 00UTC). Monsun letni (SW).
Sytuację, w której występuje cyrkulacja odwrotna - z lądu nad morze (wiatry z NE nad N
częścią Oceanu Indyjskiego, z N-NNW nad tropikalną częścią NW Pacyfiku) nazywa się
monsunem zimowym
. W czasie występowania monsunu zimowego, jak już wspomniano,
zróżnicowanie warunków pogodowych jest większe.
Między występowaniem monsunu letniego i monsunu zimowego występują okresy
przejściowe, w których następuje przebudowa pola barycznego. Okresy te można określić
mianem
bezmonsunia
. Okresy przejściowe wykazują w kolejnych latach zmienną długość.
Okresy bezmonsunia
między monsunem letnim a zimowym występują w okresie październik -
listopad,
między
monsunem zimowym a letnim w marcu - maju
i trwają przeciętnie około 30-45
dni. Średni początek monsunu letniego i zimowego wykazuje zróżnicowanie rgionalne (to
znaczy, że nie wszędzie rozpoczyna się monsun w tym samym czasie). Opóźnienie wystąpienia
monsunu stanowiło kiedyś poważny problem gospodarczy, opóźniało bowiem porę sadzenia
ryżu i siewu oraz zbiorów pszenicy w Indiach i Południowych Chinach, co często wiązało się ze
znaczymi obniżkami plonów (nieurodzaje) i następującym później głodem. Przeprowadzone
badania wykazały, że istnieją związki między początkiem monsunu letniego i jego
intensywnością (oraz monsunu zimowego) z Oscylacją Południową (patrz
, sir Gilbert
Walker, Jacob Bjerknes).
Pogoda w okresie bezmonsunia charakteryzuje się występowaniem zmiennych wiatrów,
zwiększoną częstością występowania różnego rodzaju zaburzeń (zmąceń tropikalnych z
cyklonami tropikalnymi włącznie), przewagą występowania pogód konwekcyjnych z dość
wyraźnie zaznaczonym cyklem dobowym. W okresach bezmonsunia nad Oceanem Indyjskim
(Zatoka Bengalska, Morze Arabskie) występują cyklony tropikalne.
12/22/09 4:11 PM
Ogólne wiadomości o kształtowaniu się pogody w strefie międzyzwrotnikowej
Page 15 of 21
http://ocean.am.gdynia.pl/student/meteo1/trop_ow1.htm
Rys. 7. Średni wieloletni przebieg temperatury powietrza (T) i miesięcznych sum opadowych (RR) w Kalkucie
(północne krańce Zatoki Bengalskiej). Porównaj z podobnymi przebiegami w Bombaju (rysunek poniżej). Co może
być przyczyną niemal dwukrotnie większych opadów lipca w Bombaju?
12/22/09 4:11 PM
Ogólne wiadomości o kształtowaniu się pogody w strefie międzyzwrotnikowej
Page 16 of 21
http://ocean.am.gdynia.pl/student/meteo1/trop_ow1.htm
rys. 8. Średni wieloletni przebieg temperatury powietrza (niebieska linia) i miesięcznych sum opadowych (czerwona)
w Bombaju (18,9°N, 072,8°E, wschodnie wybrzeże Morza Arabskiego). Gwałtowny wzrost temperatury powietrza od
lutego do maja spowodowany jest równie gwałtownym ogrzewaniem się suchego powietrza kontynentalnego
napływającego z NE nad subkontynentem Dekhanu w warunkach bezchmurnego nieba przy stale wzrastających
wysokościach Słońca. Spadek temperatury w czerwcu-lipcu jest związany z napływem nieco chłodniejszych mas
powietrza morskiego z nad Oceanu Indyjskiego (Morza Arabskiego) oraz silnym rozwojem zachmurzenia,
związanego z pojawieniem się monsunu letniego i wzrostu strat ciepła na parowanie. Zauważ, że spadkowi opadów
(a więc i zachmurzenia) od września do pażdziernika towarzyszy wzrost temperatury powietrza (wzrost dopływu
radiacji i ograniczenie strat ciepła na parowanie). Dalszy spadek temperatury stanowi skutek zmniejszenia się
dopływu promieniowania w warunkach bezmonsunia (listopad), następnie dochodzenia do wybrzeża chłodniejszych
mas kontynentalnych z NE (grudzień, styczeń, luty).
Typowa cyrkulacja monsunowa występuje również poza zasięgiem strefy
międzyzwrotnikowej. Występuje ona na obszarach wybrzeży Azji Wschodniej w strefie
subtropików (środkowe Chiny, Południowa Japonia, Południowa Korea) i strefie klimatu
umiarkowanego (Północne Chiny, Mandżuria, Rosyjski Daleki Wschód, Japonia), sięgając ku
północy aż po południowe granice Sachalina. Na niektórych innych obszarach tropikalnych
również obserwuje się okresową zmianę kierunków cyrkulacji typową dla obszarów
monsunowych, na przykład w Zatoce Gwinejskiej. Podobne zmiany występują (lub niektórym
badaczom wydaje się, że występują) również w strefie umiarkowanej a nawet subarktycznej
(Morze Białe). Wśród badaczy rysują się w tym względzie poważne kontrowersje - jedni uważają
wszelkie sezonowe zmiany kierunków wiatru tego rodzaju, czyli z nad morza nad ląd i z lądu na
morze, za zjawiska monsunowe (patrz np. Chromow - podręcznik "Meteorologia i klimatologia",
PWN, Warszawa, 1969 lub następne wydania), inni (np. Pedealborde (1958), Ramage (1971)
określenie "monsun" odnoszą wyłącznie do obszarów Oceanu Indyjskiego i jego obrzeży oraz
Azji Południowo-Wschodniej, a także do obszaru Zatoki Gwinejskiej. Wszędzie tam geneza
zmiany cyrkulacji atmosferycznej jest taka sama - jest nią okresowa zmiana położenia, a
następnie stabilizacja położenia MSZ-u. Podobne zjawiska na innych obszarach określają
mianem "
pseudomonsunów
". Jeśli spojrzeć na genezę zjawiska monsunów z punktu widzenia
procesów makrosynoptycznych, to mówienie o "monsunie europejskim", czy najbardziej typowej
postaci monsunu nad Morzem Białym (Alisow), jest co najmniej dziwne.
Uwaga dodatkowa, pozatropikalna
.
We wschodniej Azji, w strefie klimatu umiarkowanego zimowa cyrkulacja monsunowa
przynosi ze sobą pogodę słoneczną, bezchmurną, ze stosunkowo niskimi temperaturami. W
Północnej Korei, na pograniczu z rosyjskim Dalekim Wschodem temperatura powietrza może
spadać od -30°C. We Władywostoku (radzę obecnie unikać tego miasta) średnie miesięczne
temperatury stycznia wahają się w granicach od -10 do -15°C, z okresowymi spadkami do -25, -
30°C, zaś sumy opadowe (wyłącznie opady frontalne) nie przekraczają 15 mm miesięcznie
(masy PPk). Lato jest pochmurne, duszne i gorące (monsun letni, napływ mas PZm), średnia
temperatura sierpnia (najcieplejszy miesiąc roku) nieco przekracza +20°C, częste są chwilowe
wzrosty temperatury do +26-27°C, zaś miesięczna suma opadowa sierpnia i września
przekracza 100 mm. W strefie umiarkowanej tej części Azji, na tle wyraźnie zarysowanej
cyrkulacji monsunowej występują elementy procesów cyrkulacyjnych typowych dla komórki
Ferrella (przechodzenie ruchomych układów niskiego ciśnienia i in.).
W strefie subtropikalnej (31,6°N, Kagoshima, S Japonia, wyspa Kiusiu; baaaardzo miłe
miasto, polecam) zimą (grudzień, styczeń, luty) temperatura powietrza spada do 7-8°C, lecz
przepływające nad morzem powietrze chłonie już sporo wilgoci, tak, że występujące tu opady
frontalne dają miesięczne sumy opadowe po 80 - 100 mm. Latem, gdy obszar dostaje się w
zasięg oddziaływania monsunu letniego temperatura powietrza rośnie do 22-27°C a sumy
opadowe w czerwcu, lipcu, sierpniu i wrześniu wynoszą od 200 do 400 mm.
12/22/09 4:11 PM
Ogólne wiadomości o kształtowaniu się pogody w strefie międzyzwrotnikowej
Page 17 of 21
http://ocean.am.gdynia.pl/student/meteo1/trop_ow1.htm
1. Strona dobiegunowa antycyklonu (układu wyżowego) - ta, która zwrócona jest w stronę
bieguna, strona dorównikowa - zwrócona w stronę równika.
2. W tropopauzie (grubość około 1 km) panuje izotermia, w której występująca równowaga jest
również skrajnie stała a ruchy pionowe powietrza nie są możliwe. Poziom tropopauzy stanowi
warstwę "zaporową" dla dalszego funkcjonowania prądów wstępujących i rozwoju tych
niezmiernie silnie rozwiniętych chmur burzowych.
3. Zachmurzenie ogólne, zgodnie z zasadami wykonywania obserwacji na morzu i szyfrowania
depesz, podawane w oktanach (częściach ósmych)
4. Z wyjątkiem sytuacji, gdy statek wejdzie pod większą przerwę w chmurach. Wtedy
temperatura powietrza bardzo szybko rośnie i dobowa amplituda temperatury wzrasta.
5. Synoptyczne (chwilowe) połozenia rzeczywistego centrum tego układu barycznego mogą
oczywiście silnie odbiegać od podanej lokalizacji. Zmiany położenia centrum Wyżu
Syberyjskiego stanowią jedną z przyczyn międzyrocznych zmian warunków pogodowych nad
Syberia, wschodnią Azją i Azją Środkową oraz wschodnią Europą.
6. W tym czasie, najczęściej w maju, temperatura powietrza we wnętrzu Półwyspu Dekhan
(Indie) często osiąga 45-47°C. Gorące, kontynentalne powietrze spływające z N-NE dodatkowo
ogrzewa się nad silnie nasłonecznionym lądem (brak zachmurzenia).
Poprawiony i uzupełniony rozdział 1 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
Spójrzmy na to, co przeczytaliśmy w skali globalnej - czasami warto.
Niżej przedstawia się mapy kompozytowe, na których oznaczone są: zasięgi lodów morskich i kontynentalnych,
temperatura powierzchni oceanu, temperatura powierzchni nad lądami (z obserwacji synoptycznych), temperatura
górnej powierzchni chmur (im jaśniejsza barwa - tym chłodniej, a więc [w tropikach] chmury wyżej wypiętrzone.
Skala znajduje się u dołu każdej z map. Mapy opracowane są przez Space Science and Engineering Center
University of Wisconsin - Madison.
Dwie pierwsze mapy przedstawiają rozkład wymienionych cech w
okresie zimowym
(patrz daty na mapach).
Widoczne jest bezchmurne, silnie wychłodzone wnętrze Azji i stopniowy, strefowy wzrost temperatury powietrza w
miarę przemieszczania się na S. Morze Południowo-Chińskie, Zatoka Bengalska, NE część Oceanu Indyjskiego, są
niemal całkowicie bezchmurne. Cienką warstwą chmur przykryte są wschodnie krańce krajów Dalekiego Wschodu i
wody przyległe. Duże skupisko wysoko wypiętrzonych chmur (z cyklonem tropikalnym i zmąceniami tropikalnymi)
lokuje się w strefie równikowej i na S od równika nad środkową i wschodnią częścią Oceanu Indyjskiego i
zachodnim równikowym Pacyfikiem. Nie trudno domyślić się, że obraz taki przedstawia sytuację typową dla
monsunu zimowego. Na mapie z 24 grudnia 2004 roku nie widać wyraźnie zespołu chmur MSZ-u, jest on
porozrywany. Nie zmienia to faktu, że w "strefie równikowej" zauważamy wyraźne skupienia chmur.
12/22/09 4:11 PM
Ogólne wiadomości o kształtowaniu się pogody w strefie międzyzwrotnikowej
Page 18 of 21
http://ocean.am.gdynia.pl/student/meteo1/trop_ow1.htm
Na następnej mapie (poniżej; 12.01.2005; prawie trzy tygodnie później) widzimy dość dobrze wykształcony MSZ nad
Oceanem Indyjskim, Atlantykiem i wschodnią częścią Pacyfiku, niewielkie (chwilowe) zmiany w rejonie
występowania strefy cyrkulacji monsunowej (nadal piękny monsun zimowy). Nad Atlantykiem łatwo można określić
zasięg wyżu subtropikalnego (Wyżu Azorskiego) - jest przesunięty nad wschodnią część oceanu i obejmuje swoim
zasięgiem zachodnią część N Afryki (bezchmurnie). Na południe od tego wyżu widoczne są, zwiększające średnicę
w miarę przemieszczania się w stronę równika, chmury konwekcyjne i ich zespoły. Dodatkowo, nad Północnym
Atlantykiem widzimy dwie piękne spirale chmur, odwzorowujące głębokie cyklony, oraz - co się rzadko zdarza -
układ wysokiego ciśnienia nad Arktyką. Długie smugi chmur na Półkuli Południowej, lączące MSZ z szerokokociami
subantarktycznymi, to szlaki transferu wilgoci z tropików do wysokich szerokości. Na Półkuli Północnej taki szlak
jest widoczny we wschodniej części Północnego Pacyfiku.
12/22/09 4:11 PM
Ogólne wiadomości o kształtowaniu się pogody w strefie międzyzwrotnikowej
Page 19 of 21
http://ocean.am.gdynia.pl/student/meteo1/trop_ow1.htm
Dwie następne mapki przedstawiają naszą planetę w
okresie letnim
(lata na Półkuli Północnej; patrz daty na
mapach). Obszary Azji Południowo-Wschodniej i Południowej, oraz przylegające do nich akweny są przykryte grubą
warstwą chmur monsunu letniego. Również nad kontynentalnym wnętrzem Azji widzimy rozwój zachmurzenia
(likwidacja układu wysokiego ciśnienia nad Azją).
Na mapie z 26.06.2007, 1800 UTC, widoczny jest doskonale ciąg chmur MSZ. Nad wschodnią Afryką skręca na
NE, gdzieś nad Iranem-Pakistanem skręca na E, lokuje się nad Tybetem (podręcznikowy obraz) - i urywa się.
Gdyby nie było nieciągłości MSZ-tu nad wschodnią Azją i W Pacyfikiem, monsun letni nie mógł by sięgać dalej na
N, niż do Środkowych Chin, a nad Japonię, Koreę i Tajwan napływałoby powietrze znad Morza Beringa, Ochockiego
- i ogólnie z Północnego Pacyfiku
12/22/09 4:11 PM
Ogólne wiadomości o kształtowaniu się pogody w strefie międzyzwrotnikowej
Page 20 of 21
http://ocean.am.gdynia.pl/student/meteo1/trop_ow1.htm
Na obu "letnich" mapach widoczne jest duże skupisko wysoko wypiętrzonych chmur konwekcyjnych nad zachodnią
częścią równikowego Pacyfiku. Ze względu na fazę La Nina (zwróć uwagę na zachmurzenie po wschodniej stronie
równikowego Pacyfiku), tu właśnie ulokowała się komórka Walkera. Warto zwrócić również uwagę na to, że chmury
pasa MSZ-tu lokują się nad "najjaśniejszą", czyli najcieplejszą wodą. Zwłaszcza dobrze jest to widoczne na
wschodnim równikowym Pacyfiku, nieco słabiej nad wschodnim równikowym Atlantykiem.
12/22/09 4:11 PM
Ogólne wiadomości o kształtowaniu się pogody w strefie międzyzwrotnikowej
Page 21 of 21
http://ocean.am.gdynia.pl/student/meteo1/trop_ow1.htm
Z innych ciekawszych rzeczy można zauważyć gwałtowny rozwój wokółanatarktycznej pokrywy lodowej. Na
pograniczu sektora atlantyckiego i indyjskiego Oceanu Południowego (~010°E) granica lodów 1.08.2008 osiągnęła
szerokość 49°S. Warto również porównać rozkład temperatury powietrza nad lądami i trochę pomyśleć na ten
temat.
[złośliwie] Komentował AAM, 2007.
Wyszukiwarka
Podobne podstrony:
Pasaty ściąga
więcej podobnych podstron