Układy wiatrów nad oceanami, wiatry i fronty

Definicje, uwagi ogólne

Wiatr - poziomy ruch powietrza z wyż do niżu.

Mianem wiatru określa się ruch powietrza. Ruch powietrza jest (może być) opisany wektorem o określonej wielkości (prędkość wiatru) i zwrocie (kierunek wiatru). Wektor ten jest odniesiony do punktu na powierzchni Ziemi. Stan, w którym powietrze znajduje się w bezruchu określa się mianem ciszy (cisza; ang. Calm). Określenie "cisza" jednoznacznie określa, że wiatru nie ma (wiatr nie występuje). W czasie ciszy prędkość ruchu powietrza jest zerowa, zaś pojecie kierunku ruchu traci sens logiczny (kierunek nie istnieje)
Pomiar wiatru sprowadza się określenia jaki jest kierunek i jaka jest prędkość wiatru.

Kierunek wiatru jest kierunkiem, z jakiego wiatr wieje ("wiatr wchodzi do róży kompasowej"). Określenie "wiatr zachodni" oznacza, że wiatr wieje z kierunku zachodniego, wiatr północny - że wiatr wieje z północy itd. W praktyce obserwacyjnej kierunek wiatru powinien być określony z dokładnością nie mniejszą niż 10° (miary kątowej, współrzędne azymutalne). W zależności od rodzaju pomiaru i charakteru wiatru (przyrządy, metoda pomiaru) realną dokładnością kierunku wiatru są granice od 2 do 8-10°. Podawane niekiedy wartości kierunku wiatru z dokładnością do 0.1° stanowią jedynie przejaw naiwności oraz głębokiej wiary obserwatora i nijak się mają do rzeczywistości.
Jeśli kierunek wiatru mierzony jest względem nieruchomego punktu na powierzchni Ziemi, kierunek taki jest kierunkiem rzeczywistym wiatru (kierunek wiatru rzeczywistego). Jeśli pomiar kierunku wiatru prowadzony jest przez przyrząd znajdujący się w ruchu względem powierzchni Ziemi (znajdujący się na statku, samolocie, innym obiekcie ruchomym) taki kierunek jest kierunkiem wiatru pozornego.
Prędkość wiatru określa drogę, jaką w jednostce czasu powietrze przebywa względem przyrządu pomiarowego. Jeśli przyrząd pomiarowy jest w momencie pomiaru nieruchomy względem punktu na powierzchni Ziemi, przyrząd będzie mierzył prędkość wiatru rzeczywistego. jeśli przyrząd znajduje się na obiekcie poruszającym się względem powierzchni Ziemi (statek, samolot, wózek inwalidzki,...) mierzona będzie prędkość wiatru pozornego.
Prędkość wiatru określa się w metrach na sekundę (m/s) . Dopuszczalną (legalną) wielkością są również węzły (w; 1 w = Mm/godz; 1 w  ~ 0.5 m/s) . Spotyka się często z podawaniem prędkości wiatru w km/godzinę, milach statutowych na godzinę, itp; takie są jednostkami nielegalnymi - WMO nie dopuszcza ich stosowania w wymianie informacji meteorologicznych (co nie znaczy, że służby meteorologiczne niektórych państw kompletnie lekceważą te zalecenia  lub nie są wystarczająco wewnętrznie zdyscyplinowane (zarządy czy dyrekcje służb meteorologicznych same nie znają obowiązujących w tym względzie norm lub nie panują nad zatrudnionym personelem). Wobec tego, że ta sama prędkość wiatru podawana w różnych jednostkach będzie miała całkowicie rożne wartości, przekazana wartość prędkości wiatru bez jednoznacznie określonego miana staje się bezwartościowa, w niektórych sytuacjach stwarza wręcz zagrożenie. Z tego względu, przy korzystaniu z informacji (danych) zewnętrznych należy się zawsze upewnić, w jakich jednostkach jest podawana prędkość wiatru.

Ogólna cyrkulacja atmosfery

Promienie słoneczne docierają do całej Ziemi, ale nierównomiernie: obszary równikowe i zwrotnikowe otrzymują o wiele więcej energii słonecznej, niż obszary w średnich szerokościach geograficznych i obszary polarne.

Do obszarów międzyzwrotnikowych dociera dużo więcej promieniowania niż są one w stanie wypromieniować, (jako ciepło), podczas gdy obszary polarne wypromieniowują więcej niż same otrzymują. Gdyby nie istniał proces przenoszenia ciepła pomiędzy obszarem międzyzwrotnikowym i obszarami polarnymi, to te pierwsze stawałyby się coraz cieplejsze, a te drugie coraz chłodniejsze. Ta dysproporcja w nagrzaniu powierzchni Ziemi jest podstawą funkcjonowania mechanizmów cyrkulacji atmosfery i krążenia wody w oceanach: energia cieplna jest przenoszona z obszarów cieplejszych do chłodniejszych dzięki krążeniu powietrza w atmosferze (w 60%) i prądom morskim (w 40%).

Cyrkulacja atmosfery

Jednym ze sposobów przenoszenia ciepła od równika do biegunów mogłaby być pojedyncza komórka cyrkulacyjna, w której gorące powietrze wznosi się w okolicach równika i przemieszcza w kierunku biegunów. Tam zostaje schłodzone i opada, a następnie powraca ku równikowi. Model takiej pojedynczej komórki cyrkulacyjnej po raz pierwszy zaproponował w XVIII wieku Hadley.

 

Hipotetyczny obraz cyrkulacji atmosfery, przy założeniu, że Ziemia nie obraca się wokół swojej osi
Objaśnienia: H - wyż atmosferyczny, L - niż atmosferyczny

Ogólna cyrkulacja atmosfery nie byłaby tak skomplikowana (chociaż pogoda mogłaby się nam szybko znudzić), jeśli Ziemia nie obracała by się, a oś jej obrotu nie byłaby pochylona w stosunku do płaszczyzny orbity po której obiega Słońce.
Objaśnienia: cold - zimno, convection cell - komórka konwekcyjna, surface flow - przepływ powietrza przy powierzchni ziemi, hot - gorąco

Ziemia obraca się wokół swojej osi. Oś ta jest nachylona do płaszczyzny orbity po której Ziemia obiega Słońce. Poza tym istnieje zróżnicowanie w rozkładzie lądów i mórz na kuli ziemskiej - na półkuli północnej jest więcej obszarów lądowych, niż na półkuli południowej. Dlatego rzeczywisty model ogólnej cyrkulacji atmosfery jest dużo bardziej skomplikowany. Zamiast pojedynczej komórki cyrkulacyjnej - model ten składa się z trzech komórek, zarówno dla półkuli północnej i południowej. Te komórki to: okołorównikowa - Hadleya, średnich szerokości geograficznych Ferrela i komórka polarna.

1. Komórka Hadleya - W niskich szerokościach geograficznych powietrze przemieszcza się w kierunku równika. Ogrzewając się, podnosi się do góry i odpływa w kierunku biegunów w górnych partiach troposfery - opada  w okolicy zwrotników. Taka komórka cyrkulacyjna decyduje o cechach klimatów - od  równikowego po podzwrotnikowy.
2. Komórka Ferrela - Komórka ta, nazwana tak przez Farrela w XIX wieku, ma duże znaczenie w kształtowaniu się różnych procesów pogodowych w umiarkowanych szerokościach geograficznych. W komórce tej powietrze przemieszcza się w kierunku bieguna blisko powierzchni Ziemi, skręcając nieco na wschód, a odpływa w stronę równika w wyższych partiach troposfery, skręcając na zachód.
3. Komórka polarna - Powietrze unosi się, rozdziela  i kieruje w stronę biegunów. Nad obszarami okołobiegunowymi powietrze opada - tworzą się wyże polarne. Przy powierzchni Ziemi powietrze przemieszcza się na zewnątrz układów wysokiego ciśnienia. Dlatego wiatry wiejące przy powierzchni ziemi w tej komórce cyrkulacyjnej to głównie wiatry wschodnie (okołobiegunowa strefa wiatrów wschodnich).

Taki trzykomórkowy model jest dobry dla wstępnego opisu ogólnej cyrkulacji atmosfery. Mimo, że jest to model uproszczony, to stanowi dobry punktu wyjścia do dalszych rozważań - opisu głównych elementów tej cyrkulacji.

Ogólna cyrkulacja atmosfery

Charakterystyka systemu ogólnej cyrkulacji atmosfery

Główne strefy wiatrów:
Siła Coriolisa wywołuje odchylenie kierunku ruch powietrza w prawo (na półkuli północnej), dlatego krążenie powietrza w trzech omówionych wyżej komórkach cyrkulacyjnych także podlega odchyleniu. Jest to powodem występowania trzech głównych stref  wiatru dolnego na każdej z półkul:
· strefa występowania wschodnich pasatów w obszarze międzyzwrotnikowym
· strefa przeważających wiatrów zachodnich w umiarkowanych szerokościach geograficznych
· strefa występowania wiatrów wschodnich w obszarach polarnych

Równikowy pas ciszy, MSZ:
Równikowy pas ciszy to obszar położony w sąsiedztwie równika, gdzie spotykają się pasaty z obu półkul. Jest to tzw. międzyzwrotnikowa strefa zbieżności (MSZ). Obszar ten charakteryzuje się gorącą, wilgotną pogodą i słabymi wiatrami. W strefie tej rosną główne tropikalne lasy deszczowe. Położenie MSZ zmienia się w ciągu roku. W styczniu występuje ona nieco na południe od równika, natomiast w lipcu nieco na północ od równika.

Końskie szerokości:
Końskie szerokości to obszar występujący pomiędzy rejonem oddziaływania pasatów i rejonem o przeważających wiatrach zachodnich. W tym obszarze wiatry są zwykle słabe lub występuje cisza. Jego nazwa pochodzi z okresu częstego transportowania koni żaglowcami z Europy do Indii Zachodnich i do Ameryki. Brak wiatru powodował wydłużenie podróży i wiele koni musiano wyrzucić za burtę, gdyż brakowało dla nich pożywienia i wody.

Front polarny:
Front polarny oddziela strefę o przeważających wiatrach zachodnich od polarnej strefy wiatrów wschodnich.

Strefy ciśnienia:
Trójkomórkowy model cyrkulacji atmosfery wiąże się z następującymi strefami ciśnienia:
· międzyzwrotnikowa (równikowa) strefa obniżonego ciśnienia - wiąże się występowaniem wstępujących ruchów powietrza w obszarze MSZ. Wznoszenie się ciepłego powietrza w obszarze okołorównikowym wywołuje tworzenie się w atmosferze obszaru niskiego ciśnienia. Powietrze wznosząc się, jednocześnie ochładza się i tworzą się chmury dające opady deszczu.
· podzwrotnikowa strefa podwyższonego ciśnienia - jest związana z występowaniem zstępujących ruchów powietrza w obszarze tzw. końskich szerokości. W okolicach zwrotników powietrze ochładza się i opada, co wywołuje formowanie się w atmosferze układów wysokiego ciśnienia. Występuje tu bezchmurna pogoda i niewielkie opady. Opadające powietrze jest ciepłe i suche, co ułatwia tworzenie się w tych regionach pustyń.
· strefa obniżonego ciśnienia szerokości umiarkowanych - niskie ciśnienie wiąże się z występowaniem frontu polarnego.
· strefa podwyższonego ciśnienia położona w okolicach okołobiegunowych - wysokie ciśnienie związane jest występowaniem zimnego, gęstego powietrza w obszarach polarnych.

Jak wspomnieliśmy trzykomórkowy model cyrkulacji atmosfery jest pewnego rodzaju uproszczeniem. Wiatry w rzeczywistości nie są stałe, nie wieją wciąż z tego samego kierunku i z taką samą siłą. Podobnie obszary wysokiego lub niskiego ciśnienia nie tworzą ciągłych stref. 

7. Wyidealizowany obraz strefowego rozkładu ciśnienia Hipotetyczna, jednolita powierzchnia Ziemi z wyidealizowanym strefowym rozkładem ciśnienia. kliknij na ilustrację, aby zobaczyć powiększenie!

8. Rzeczywisty obraz strefowego rozkładu ciśnienia Prawdziwy obraz Ziemi, uwzględniający położenie kontynentów. Obecność lądów i oceanów powoduje podział stref ciśnienia na prawie stałe pasy niskiego i wysokiego ciśnienia. kliknij na ilustrację, aby zobaczyć powiększenie!

Oto trzy główne powody takiego stanu rzeczy:
· Powierzchnia Ziemi nie jest jednolita, ani gładka. Występuje też nierównomierne ogrzewanie powierzchni Ziemi spowodowane kontrastami termicznymi ląd/woda.
· Prądy powietrza mogą stać się niestabilne i wywoływać zawirowania.
· Słońce nie pozostaje przez cały rok nieruchome nad równikiem, ale przemieszcza się od 23° 30´szer. geogr. N, do 23° 30´ szer. geogr. S, tam i z powrotem, w ciągu roku.

Poza tym, w atmosferze rozbudowują się quasi-stacjonarne wyże oraz niże. Nazywamy je quasi-stacjonarne, ponieważ zmieniają natężenie i położenie w ciągu roku.

Zima:
· wyże polarne nad Syberią i Kanadą,
· Wyż Hawajski na Pacyfiku i Wyż Azorski (będące częściami podzwrotnikowej strefy  wysokiego ciśnienia), Niż Aleucki i Niż Islandzki.

Lato:
· Wyż Azorski przesuwa się na zachód i rozbudowuje się, by stać się Wyżem Bermudzkim,
· Wyż Hawajski również przesuwa się na zachód, rozbudowując się,
· polarne układy wysokiego ciśnienia zastępują niże,
· nad południową Azją formuje się niż termiczny

W strefie równikowej silnie nagrzane i wilgotne powietrze wznosi się, wskutek czego przy powierzchni Ziemi powstaje równikowy pas ciszy i niskiego ciśnienia atmosferycznego. Towarzyszą mu obfite opady atmosferyczne, które wzmagają się przy zenitalnym położeniu słońca w związku z zwane są deszczami zenitalnymi. Powietrze wznoszące się nad równikiem odpływa w górnych warstwach troposfery na północ i południe w postaci prądów powietrznych. Pod wpływem działania siły Corriolisa ulegają one odchyleniu na wschód, by na szerokościach geogr. Rzędu 25-30º przybrać kierunek równoleżnikowy. Na tych szerokościach geogr. Część powietrza opada powodując powstawanie zwrotnikowych pasów wysokiego ciśnienia. Pokrywają się one ze zwrotnikowymi pasami ciszy.

W szerokościach geogr. 25º-30º jest mniejszy obwód globu ziemskiego, co powoduje powstanie w tych okolicach obszarów wysokiego ciśnienia. Różnica ciśnień między strefami dwóch wyżów podzwrotnikowych, a okołorównikowych niżem powoduje stały silny ruch mas powietrza od zwrotników ku równikowi. Wiary te nazywamy pasatami. W strefie wyżów podzwrotnikowych występują cisze podzwrotnikowe lub słabe wiatry zmienne. Te rejony kuli ziemskiej nazywamy „końskimi szerokościami”.

W strefie umiarkowanej pomiędzy wyżami podzwrotnikowymi i okołobiegunowymi powstają obszary niskiego ciśnienia. Napływają do nich ciepłe masy powietrza z wyżów podzwrotnikowych i zimne z wyżów okołobiegunowych. Ruch obrotowy Ziemi, siła Corriolisa i różne nagrzewanie się lądów i mórz w ciągu roku powoduje zmianę kierunku tych wiatrów. Wieją one od biegunów w kierunku wschodnim, a od zwrotników w kierunku zachodnim. Tworzą się bardzo silne wiatry zwłaszcza na półkuli południowej między 40-60º szerokości geogr. (brak bariery kontynentów). Rejony te żeglarze nazywają „ryczącymi czterdziestkami” i „wyjącymi pięćdziesiątkami”.

W szerokości geogr. Ok. 60º spotykają się masy ciepłego powietrza niesionego wiatrami wschodnimi. Tworzą się fronty atmosferyczne. W tych szerokościach atmosferycznych wiatry mają zmienny kierunek, jest to strefa występowania lokalnych wyżów i niżów barycznych.

Ogólne krążenie powietrza w umiarkowanych szerokościach geograficznych półkuli północnej zaburzone jest występowaniem dużych powierzchni lądowych i innym zachowaniem się dwóch różnych materii: lądów i mórz w poszczególnych porach roku.

PASATY - stałe wiatry wiejące od wyżów zwrotnikowych ku niżowi równikowemu:
- Na półkuli północnej są to wiatry północno-wschodnie,
- Na południowej - południowo-wschodnie.
Pasaty skutkiem cyrkulacji powietrza w strefie międzyzwrotnikowej:
- Wytwarzanie się pasa obniżonego ciśnienia w okolicach okołorównikowych,
- Rozdzielanie się powietrza na północ i na południe (i ruch powietrza ku wyższym szerokościom geogr.),
- Zmniejszanie się wysokości troposfery oraz obwodu Ziemi wraz ze wzrostem szerokości geogr., czego przyczyną jest:
o Sprężanie się powietrza,
o Ruchy zstępujące powietrza,
o Tworzenie się obszarów wysokich ciśnień (25º-30º)
- Ruch części powietrza z obszarów wysokich ciśnień podzwrotnikowych ku obszarom obniżonego ciśnienia nad równikiem,
- Siła Coriolisa czynnikiem odchylającym pasaty od teoretycznego kierunku ruchu
o Obszar obniżonego ciśnienia równikowego ulega w ciągu roku przemieszczania się:
♣ Zimą pasaty wieją na półkuli północnej z północnego-wschodu na północny-zachód,
♣ Latem pasaty wieją na półkuli południowej z południowego-wschodu na północny-zachód.

ANTYPASATY - prądy wiejące od równika w kierunku zwrotników.

WIATRY ZACHODNIE :
- Część powietrza z wyżu podzwrotnikowego przemieszcza się ku wyższym szerokościom geogr.
- Wieją w szer. geogr. 35º-55º
- Szczególnie silnie zaznaczają się na półkuli południowej, gdyż w umiarkowanych szerokościach geogr. brak dużych obszarów lądowych.
- Na skutek siły Coriolisa powietrze zmienia swój kierunek na półkuli północnej z południowego na zachodni, a na półkuli południowej z północnego za zachodni.

WIATRY WSCHODNIE:
- Ruchy zstępujące powietrza w okolicach okołobiegunowych, co powoduje powstawanie obszaru podwyższonego ciśnienia,
- Ruchy powietrza z okolic okołobiegunowych ku niższym szer. geogr.,
- Odchylenie od teoretycznego kierunku ruchu - wiatry wschodnie.
Obszary, gdzie stykają się wiatry wschodnie z zachodnimi nie są strefami ciszy, ponieważ pojawiają się tam niże, powodujące powstawanie wiatrów o zmiennych kierunkach.

WIATRY ZMIENNE - wynikają z regionalnych i lokalnych zmian temp. i ciśnienia na Ziemi.

BRYZA - lokalny wiatr zmieniający swój kierunek w okresie dobowym. Bryza występuje na wybrzeżach jezior, mórz i większych zbiorników wód śródlądowych. Bryza powstaje latem podczas dłuższego okresu pogody bezchmurnej, gdy występuje różnica temp. powietrza nad lądem i wodą.
Bryza dzienna (morska) - w dzień ląd nagrzewa się szybciej niż woda. Nagrzane powietrze wznosi się nad lądem powodując obniżenie ciśnienia atmosferycznego (nad lądem jest niż atmosferyczny). Tymczasem woda wolniej się nagrzewa - tworzy się wyż atm. Bryza dzienna w najcieplejszej porze roku łagodzi upały i zmniejsza suchość powietrza, wieczorem, po zachodzie słońca wiatr ucicha.
Bryza nocna (lądowa) - w nocy ląd szybko się wychładza, powstaje nad nim wyż atm. Wtedy wiatr się wzmaga i wieje od lądu jako bryza nocna. Wiatr ten znika stopniowo po wschodzie słońca i znów rozwija się bryza dzienna.

MONSUNY - wiatry zmieniające się sezonowo, powstają na skutek różnic ciśnienia między lądem a oceanem. Monsun występuje na Półwyspie Indyjskim, w południowo-wschodniej i wschodniej części Azji, na niewielkim obszarze północnej części Australii. W lecie monsuny wieją znad oceanu Indyjskiego i Spokojnego, w zimie z głębi kontynentu.
Monsun letni (deszczowy) - latem ogromny ląd azjatycki nagrzewa się szybciej niż otaczające go oceany. Powoduje to, że lekkie ciepłe powietrze unosi się do góry i nad lądem powstaje głęboki niż baryczny. Nad masami wód tworzy się wyż baryczny. Nad ląd napływa chłodne i wilgotne powietrze znad oceanu, które przynosi obfite opady (zaczynają się na przełomie maja i czerwca).

Monsun zimowy (suchy) - zimą ląd azjatycki szubko się oziębia. Wskutek tego tworzą się nad nim masy zimnego, ciężkiego i suchego powietrza. Ciśnienie atmosferyczne nad środkową Azją staje się najwyższe za Ziemi (wyż baryczny). Pozbawione wilgoci powietrze znad oceanu wędruje w kierunku wybrzeży południowej i wschodniej Azji, powoduje ono zmniejszoną ilość opadów, a nawet susze.

FEN - powstaje, gdy po dwóch stronach gór wytworzą się różnice ciśnienia i dochodzi do ruchów powietrza. Jest to ciepły, suchy, przeważnie gwałtowny, porywisty wiatr wiejący po zwietrznej stronie gór. Po dowietrznej stronie powietrze unosi się. Zawarta w nim para wodna skrapla się tworząc charakterystyczny wał chmur kłębiastych i pojawiają się opady. W tych warunkach powietrze schładza się o ok. 0,6ºC/100m wysokości. Po przekroczeniu bariery górskiej powietrze opada jako suchsze ogrzewając się o 1º/100m wysokości. Działanie fenu powoduje wzrost temp. powietrza po zwietrznej stronie gór oraz szybkie topnienie śniegu i powstawanie niebezpiecznych lawin śnieżnych. Wywołuje również wezbranie potoków górskich. Silne podmuchy wiatru mogą niszczyć drzewa, linie energetyczne i budynki.
W Tatrach - halny
W Azji - garmsil
W Alpach - fen
W Górach Skalistych - chinook

WIATRY GÓRSKIE I DOLINNE - powstają one wskutek różnic w nagrzaniu dolin i stoków górskich. Zmieniają się w okresie dobowym. W ciągu dnia silniej nagrzewają się zbocza dolin i stoki górskie i wiatr wieje w górę doliny po jej zboczach - cyrkulacja dolinna. W nocy chłodniejsze powietrze z wyższych partii gór spływa zgodnie z nachyleniem stoku ku cieplejszym dolinom.

BORA (wiatr spływowy) - występuje na obszarach, gdzie wyżyny lub tereny górzyste sąsiadują bezpośrednio z morzem lub dużym jeziorem. Jest to gwałtowny, porywisty i zimny wiatr. Powstaje wtedy, gdy na lądzie panuje wysokie ciśnienie, a nad morzem niskie, wskutek czego ku morzu spływają z gór chłodne masy powietrza. Występuje: wybrzeże Dalmacji, gdzie wschodzi nad morze Adriatyckie, nad Morzem Czarnym (wiatr tego typu osiąga prędkość 45-50m/s i towarzyszy mu spadek temp. powietrza nawet o -35ºC w górach.


MISTRAL - lokalna nazwa bory. Wiatr ten wieje w okolicy Lyonu w dół ku M. Śródziemnemu. Zimne powietrze spływa doliną Rodanu przez obniżenie między Alpami a Pirenejami. Wiatr ten osiąga bardzo dużą prędkość, nawet ponad 30km/s. Powoduje on duże zniszczenie zwłaszcza w winnicach porastających zbocza doliny.

Ciśnienie atmosferyczne - nacisk słupa powietrza na jednostkę powierzchni.
Ciśnienie normalne - ciśnienie słupa rtęci o wysokości 760 mm, o przekroju 1 cm2 w temperaturze 0 stopni, na poziomie morza, na 45 szerokości geograf.
Niż baryczny - obszar, w którym ciśnienie spada ku środkowi w obrębie zamkniętych izobarów.
Wyż baryczny - obszar, w którym ciśnienie wzrasta ku środkowi w obrębie zamkniętych izobarów.

Cyrkulacja międzyzwrotnikowa.
Nad równikiem nagrzane, dzięki promieniowaniu słonecznemu powietrze unosi się do góry (konwekcja), niemal do granicy troposfery. Powoduje to wytworzenie się pasa niskiego ciśnienia nad równikiem oraz pasa ciszy (brak wiatrów). Jednocześnie tworzą się w wyniku spadku temperatury burzowe chmury, które powodują tzw. zenitalne opady. Następnie masy powietrza rozdzielają się i kierują się na północ i południe ku zwrotnikom, przybierając dzięki sile Coriolisa kierunek zachodni. Wiatry te nazywamy antypasatami. Ponieważ wysokość troposfery i obwód Ziemi zmniejsza się wraz ze wzrostem szerokości geograficznych, następuje sprężanie powietrza i jego ochładzanie. Powietrze opada tuż poza zwrotnikami i tworzy się tam silny wyż baryczny oraz pas ciszy. W rezultacie ( różnice ciśnień) powietrze odpływa dołem ku ciągle tworzącemu się niżowi nad równikiem (pasaty - na półkuli północnej są to wiatry północno-wschodnie, a na półkuli południowej, południowo-wschodnie) i w kierunku umiarkowanych szerokości geograficznych

Cyrkulacja umiarkowanych szerokości.
Część powietrza z wyżu zwrotnikowego odpływa ku umiarkowanym szerokościom, gdzie wytworzył się niż baryczny. Pod wpływem siły Coriolisa wiatry te zmieniają kierunek na zachodni. Wieją tam, zatem wiatry zachodnie.

Cyrkulacja okołobiegunowa.
Ponieważ najmniejsza ilość ciepła otrzymują obszary okołobiegunowe, powietrze jest tam ciężkie i gęste i opada w dół, tworząc obszary wysokiego ciśnienia. Wiatry te płyną ku niższym szerokościom geograficznym ( umiarkowanym) gdzie istnieje niż. Wiatry dzięki sile Coriolisa przybierają kierunek pół-wsch. i wschodni na półkuli północnej i poł-wsch. i wschodni na półkuli południowej.

Wiatry sezonowe.
- monsuny - wiatry o rytmie rocznym, zmieniające swe kierunki w zależności od pory roku. Latem nad lądem powstaje niż, a nad oceanem wyż. Z kierunku wyżu dociera na ląd powietrze wilgotne, przynosząc opady - monsun letni.
Zimą nad lądem powstaje wyż, a nad oceanem niż. Wówczas suche powietrze z lądu osuwa się w stronę oceanu - monsun zimowy.
Przykład - poł-wsch. Azja.


Fronty atmosferyczne - strefy przejściowe między masami powietrza o różnych właściwościach.

Front zimny - powstaje, gdy na terytorium przesuwa się masa zimnego powietrza wypychając do góry ciepłe.
Front szybki, powodujący opady obfite, ale krótkotrwałe.

Front ciepły - powstaje, gdy na terytorium napływa powietrze ciepłe,
wypychając zimne.
Front wolny, powodujący opady małoobfite, ale długotrwałe.

Front zokludowany.
Powstaje, gdy zimny front dogania ciepły i wypiera go w górę. Towarzysza temu frontowi opady, ale procesy frontalne zachodzą na wyższych wysokościach.

Niż baryczny - obszar, w którym ciśnienie spada ku środkowi w obrębie zamkniętych izobarów.

Wyż baryczny - obszar, w którym ciśnienie wzrasta ku środkowi w obrębie zamkniętych izobarów.

Cyrkulacja powietrza
Głównym źródłem procesów zachodzących w troposferze jest energia słoneczna. Powierzchnia Ziemi jest nierównomiernie ogrzewana przez Słońce. Różnice temperatur wywołują z kolei zmiany w ciśnieniu atmosferycznym? Tworzą się wyże i niże. Zróżnicowanie ciśnienia jest przyczyną powstawania wiatrów. Globalny ruch powietrza, odbywający się nad powierzchnią całej kuli ziemskiej, nazywamy cyrkulacją atmosferyczną, która zachodzi zarówno w pionie, jak i w poziomie. Przemieszczanie się mas powietrza przy powierzchni Ziemi jest zaburzone różnymi czynnikami: ruchem obrotowym Ziemi, rozmieszczeniem oceanów i kontynentów oraz pionowym ukształtowaniem lądów. Globalna cyrkulacja atmosfery ma strukturę komórkową. Na półkulach północnej i południowej występują po trzy komórki, w obrębie, których odbywa się ruch mas powietrza. W niskich szerokościach geograficznych obu półkul występują dwie komórki cyrkulacji atmosferycznej, zwane komórkami Hadleya. Krążenie powietrza odbywa się tu między równikiem a zwrotnikami i nosi nazwę cyrkulacji pasatowej. W umiarkowanych i częściowo podzwrotnikowych szerokościach geograficznych obu półkul występują dwa systemy cyrkulacji atmosferycznej, zwane komórkami Ferrela. Powietrze krąży tu między 30° a 60° szerokości geograficznej północnej i południowej. W wyższych szerokościach geograficznych cyrkulacja powietrza zachodzi w tzw. komórkach okołobiegunowych (polarnych). Przeważają tu wiatry wschodnie, a krążenie powietrza jest bardziej skomplikowane niż w innych szerokościach geograficznych.
Cyrkulacja powietrza w strefie międzyzwrotnikowej
W strefie międzyzwrotnikowej już od rana znaczna ilość energii dostarczanej przez promieniowanie słoneczne wpływa na silne nagrzewanie Ziemi. Wskutek tego nad jej powierzchnią następuje silna konwekcja termiczna, czyli wznoszenie się powietrza ku górze. Powietrze przy powierzchni Ziemi rozpręża się, tzn. jego objętość wzrasta a gęstość maleje. Tworzy się strefa niskiego ciśnienia. Wznoszące się nad równikiem powietrze dociera prawie do granicy troposfery, gdzie ochładza się. Silne prądy wstępujące, sięgające wiele kilometrów wzwyż, przyczyniają się do powstawania potężnych chmur deszczowych, dających codziennie obfite opady. Taki ulewny i ciepły deszcz nazywamy deszczem zenitalnym. Wznoszące się nad równikiem powietrze rozdziela się w wyższych warstwach troposfery na dwa strumienie, które kierują się ku wyższym szerokościom geograficznym. Siła Coriolisa powoduje, że nie przemieszczają się prosto na północ i południe, ale ulegają odchyleniu ku wschodowi. Ponadto?Zawężenie przestrzeni?, Po której przemieszcza się powietrze, powoduje ściskanie (stłoczenie) powietrza. W rezultacie dociera ono najdalej do około 350 szerokości geograficznej północnej i południowej. Takie prądy powietrzne w górnej troposferze są skierowane od równika ku zwrotnikom. Opadanie ku powierzchni Ziemi stłoczonego powietrza pod wpływem grawitacji w rejonach zwrotników powoduje wzrost ciśnienia. Nad zwrotnikami tworzy się obszar wysokiego ciśnienia atmosferycznego. Jest ono rozładowywane przez odpływ powietrza ku równikowi i wyższym szerokościom geograficznym. Stałe wiatry, wiejące od wyżów zwrotnikowych w kierunku równika, gdzie panuje niskie ciśnienie atmosferyczne, nazywamy pasatami. Wskutek działania siły Coriolisa wiatry te są odchylane na półkuli północnej w prawo (wiatry północno-wschodnie), a na półkuli południowej w lewo (wiatry południowo-wschodnie). Pasaty są najważniejszym elementem cyrkulacji powietrza w obrębie komórek Hadleya. Zamknięty obieg powietrza między zwrotnikami a strefą równikową nazywamy cyrkulacją pasatową.

Cyrkulacja powietrza w umiarkowanych szerokościach geograficznych
Krążenie powietrza w umiarkowanych szerokościach geograficznych jest bardziej skomplikowane niż w strefie międzyzwrotnikowej. Dominują tu ośrodki niskiego ciśnienia. W strefy umiarkowane napływa powietrze zarówno ze strefy wyżów podzwrotnikowych, jak i wyżów okołobiegunowych. Z okolic podzwrotnikowych do stref umiarkowanych docierają ciepłe masy powietrza. Są to wiatry południowo-zachodnie na półkuli północnej i wiatry północno-zachodnie na półkuli południowej. Kierunki i prędkość tych wiatrów często zmieniają się ze względu na zaburzenia ciśnienia atmosferycznego, wywołane mieszaniem się ciepłych i zimnych mas powietrza. Szczególnie jest to zauważalne na półkuli północnej, gdzie sąsiadują ze sobą duże obszary lądowe i morskie. Tworzą się tam często sąsiadujące ze sobą wyże i niże. Te ostatnie mają tendencję do przemieszczania się na wschód (tzw. Niże wędrowne). Na półkuli południowej wyraźnie przeważa powietrze oceaniczne. Wobec tego ośrodki niskiego ciśnienia są tam bardziej trwałe i silniejsze niż na półkuli północnej. Między 40° a 60° szerokości geograficznej południowej występują bardzo silne wiatry, które wywołują potężne sztormy, szczególnie zimą. W obszarach leżących w pobliżu 60° szerokości geograficznej spotykają się masy ciepłego powietrza, niesione wiatrami zachodnimi, i powietrza zimnego, niesionego wiatrami wschodnimi. Strefę rozdzielającą dwie masy powietrza nazywamy frontem atmosferycznym.
Cyrkulacja powietrza w strefach okołobiegunowych
Na obszarach okołobiegunowych wskutek osiadania mroźnego powietrza tworzą się stałe wyże baryczne. Powstają wiatry, które przenoszą zimne powietrze ku średnim szerokościom geograficznym. Pod wpływem siły Coriolisa, która działa najsilniej w rejonie biegunów, wieją wiatry wschodnie. Ich zasięg powierzchniowy jest ograniczony, a masy zimnego powietrza znad obszarów okołobiegunowych rzadko docierają do strefy umiarkowanych szerokości geograficznych. Krążenie powietrza nad Antarktydą jest bardziej stabilne niż nad Arktyką.
Cyrkulacja monsunowa
Zaznacza się ona najwyraźniej w strefie międzyzwrotnikowej. Typowym obszarem monsunowym jest południowa i południowo-wschodnia Azja. Monsuny występują także w północnej Australii, wschodniej Afryce oraz w Ameryce Środkowej. Powstawanie tych wiatrów omówiono na przykładzie Azji. Cyrkulacja monsunowa jest efektem kontrastów termicznych, występujących między dużymi obszarami oceanicznymi i lądowymi. Wskutek tego nad kontynentem i oceanem tworzą się w określonych porach roku stałe układy baryczne. W lecie kontynent azjatycki silnie się nagrzewa. Od niego zaś nagrzewa się powietrze, które unosi się do góry. Nad lądem tworzy się niż. Nad oceanem powietrze jest chłodniejsze i wilgotniejsze niż nad lądem? Tworzy się tam wyż. Ruch przypowierzchniowych mas powietrza odbywa się, więc z oceanu nad ląd. Mówimy wtedy, że wieje monsun letni (morski). Przynosi on nad ląd ciepłe i wilgotne powietrze oraz powoduje duże zachmurzenie i opady atmosferyczne. Szczególnie obfite opady notuje się na południowych stokach Himalajów (przeciętnie około 11 000 mm/rok). W górnej troposferze w lecie układ ciśnienia jest odwrotny i występuje przepływ powietrza skierowany ku oceanowi. W zimie ląd ochładza się bardzo szybko i tworzy się tam ośrodek wysokiego ciśnienia (wyż). Wody Oceanu Indyjskiego działają natomiast ocieplająco na zalegające tam powietrze. Unosi się ono do góry. Tworzy się niż baryczny. W konsekwencji monsuny w zimie wieją znad Azji ku Oceanowi Indyjskiemu. Są to wiatry chłodne i suche. Nazywamy je monsunem zimowym (lądowym). Kształtuje on pogodę słoneczną, suchą i chłodną. W górnej troposferze układ ciśnienia jest odwrotny, a powietrze przemieszcza się w kierunku lądu. Powietrze w troposferze znajduje się w nieustannym ruchu. Ciągle przemieszcza się, zarówno w kierunku pionowym, jak i poziomym, o setki, a nawet tysiące kilometrów oraz ulega rozrzedzaniu i zagęszczaniu. Troposfera nie jest, więc jednolita w całej swej masie. Można jednak wyróżnić w niej wielkie objętościowo ilości powietrza znajdujące się nad określonymi obszarami. Są to masy powietrza, które niekiedy pokrywają nawet kilka milionów km2 powierzchni. Powstają one w różnych warunkach i dlatego mają inne właściwości fizyczne, na przykład temperaturę lub wilgotność. Określona masa powietrza nabiera cech podłoża, nad którym zalega. Tworzy się najczęściej nad jednolitym podłożem, na przykład rozległym kontynentem albo oceanem.
Wiatry Lokalne
Ze względu na zmiany temperatury, jakie przynosi ze sobą wiatr, wyróżnia się wiatry ciepłe i zimne. Lokalne wiatry związane są ze zjawiskiem bryzy morskiej, wiatrów górsko-dolinnych, wiatrów katabatycznych i innych typów.
Bora (z gr. boréas = 'wiatr północny') - chłodny, suchy i porywisty wiatr wiejący na dalmatyńskim wybrzeżu Morza Adriatyckiego. Powstaje najczęściej zimą, gdy nad lądem tworzy się ośrodek wysokiego ciśnienia, a nad morzem przeważa ciśnienie niskie. Zimne powietrze gromadzi się za Górami Dynarskimi, później przekracza barierę górską i opada w stronę wybrzeża. Wiatr ten przechodząc nad morzem nasyca się wilgocią.
wiatry typu bora:
? Belat - zimny, zapylony wiatr typu bora, wiejący z północy, na południowym wybrzeżu Arabii.
? Helm - to lokalna nazwa wschodniego wiatru typu bora, wiejącego w północno-zachodniej części Anglii.
? Mistral - (prowans. wiatr mistrz, od Maestre - mistrz, pan) to suchy, zimny, porywisty wiatr wiejący w południowej Francji poprzez Masyw Centralny.
? Yugo (Jugo) - to ciepły i wilgotny wiatr wiejący z południa wzdłuż wschodniego wybrzeża Adriatyku. Na zachodnim wybrzeżu ten sam wiatr nazywany jest sirocco.
? Tramontana - (z łac. transmontanus = 'mieszkający za górami').
- We Włoszech - chłodny wiatr północny lub północno-wschodni, wiejący na zachodnim wybrzeżu Włoch i Korsyki. Powstaje w sytuacji, gdy nad Morzem Adriatyckim panuje niskie ciśnienie, a nad zachodnią częścią Morza Śródziemnego lub w Alpach - wysokie.
-We Francji - jest to także wiatr północno-zachodni w południowej części kraju oraz w północnej Katalonii. Wieje wzdłuż Pirenejów i wschodnio-południowej części Masywu Centralnego. Często (mylnie) nazywany jest mistralem, jednak jest wywołany podobnymi czynnikami i ma zbliżoną charakterystykę.
? Blizzard - (ang. zamieć, zadymka) to mroźny, silny (do 80-90 km/h) wiatr północno-zachodni wiejący w południowej Kanadzie i północnej części Stanów Zjednoczonych. Przynosi on znaczne spadki temperatury (sięgające nawet 30°C) oraz bardzo obfite opady śniegu.
? Barber - (ang. fryzjer) to wilgotny i chłodny wiatr, wiejący w dolinie Rzeki Św. Wawrzyńca. Przynosi on opady marznącego deszczu.
? Lewanter - wiatr lokalny o kierunku wschodnim i północno-wschodnim wiejący na śródziemnomorskim wybrzeżu Hiszpanii i Francji, przynosi pogodę pochmurną i deszczową; występuje po północnej stronie niżu z centrum nad południową częścią Morza Śródziemnego.
? Nortes - zimny, wiejący z północy wiatr typu bora. Występuje w zachodnim Meksyku.
Fen - (z niem. Föhn) ? ciepły i suchy wiatr wiejący z gór w doliny. W wyniku zmian fizycznych następuje ogrzewanie i osuszanie spadającego powietrza oraz gwałtowne ocieplenie w obszarze jego oddziaływania - nawet o 10-20 stopni Celsjusza w ciągu kilkunastu minut.
wiatry typu fenowego:
? Austrul - to lokalna nazwa południowo-zachodniego wiatru fenowego, wiejącego w Karpatach Rumuńskich
? Autan - silny, bardzo ciepły wiatr typu fenowego wiejący w kierunku południowo-wschodnim w południowo-zachodniej Francji.
? Bohorok - suchy, wiejący z zachodu wiatr, wiejący na Sumatrze. Jest to wiatr fenowy, wieje z wnętrza wyspy.
? Wiatr halny - wiatr typu fenowego, wiejący w południowej Polsce, w Karpatach i Sudetach. Najgwałtowniejsze wiatry tego typu wieją na Podhalu, gdzie opadają ze szczytów Tatr. Jest to ciepły, suchy i porywisty wiatr, wiejący ku dolinom. Niekiedy przynosi znaczne zniszczenia: zrywa dachy, niszczy lasy (tworząc wiatrołomy). Może mieć wpływ na samopoczucie (bezsenność, bóle głowy itp.). Wiatr halny dociera m.in. do Krakowa oraz miast aglomeracji górnośląskiej.
? Chinook - (z języka miejscowych Indian chinook = 'pożeracz śniegu') - ciepły, suchy i porywisty wiatr typu fenowego, wiejący ze wschodnich stoków Gór Skalistych na równiny. Może spowodować gwałtowny wzrost temperatury nawet o kilkanaście stopni Celsjusza w ciągu zaledwie kilku godzin - stąd jego nazwa.
? Sirocco, scirocco - (z fr. sirocco i wł. scirocco) ? suchy i gorący wiatr wiejący w basenie Morza Śródziemnego (głównie Półwysep Apeniński, Sycylia, Sardynia i Korsyka). Wieje z kierunków południowego lub południowo-wschodniego, znad Afryki lub Półwyspu Arabskiego, przynosząc znad Sahary i innych pustyń tumany piaszczystego pyłu
? Samum - (z arab. samma = 'truć'), chamsin, hamsin - gwałtowny, suchy i gorący południowy wiatr wiejący na pustyniach Afryki Północnej i Półwyspu Arabskiego oraz w ich sąsiedztwie. Samumy wywołują burze pyłowe i piaskowe. Występują najczęściej w okresie od kwietnia do czerwca.
? Harmattan - (z języka tiwi; harmatan) ? silny, północno-wschodni wiatr wiejący w porze suchej znad Sahary na wybrzeże Zatoki Gwinejskiej, a także na zachodnie wybrzeże Afryki Północnej. Suchy i gorący wiatr pasatowy przynoszący znaczny spadek względnej wilgotności powietrza nawet do 1%.
? Etezje - (wiatry etezyjskie) z gr. etesios = 'sezonowy, coroczne', etos = 'rok') - łagodne, suche wiatry wiejące regularnie każdego roku w porze ciepłej (od maja do października) we wschodniej części Morza Śródziemnego - głównie nad Morzem Egejskim
? Reshabar - suchy, spadający wiatr typu fenowego. Wieje z północnego wschodu; występuje w Iranie (dokładniej w Kurdystanie).

Monsun, muson- (z grec. zmienny) układ wiatrów, które zmieniają swój kierunek na przeciwny w zależności od pory roku.
Rozróżnia się:
? monsun letni (morski) z pogodą deszczową, związaną z niskim ciśnieniem nad lądem i wysokim nad morzem,
? monsun zimowy (lądowy) z pogodą suchą, spowodowaną wysokim ciśnieniem nad lądem i niskim nad morzem.
W monsunie letnim wiatr wieje z morza w stronę lądu, w monsunie zimowym - odwrotnie. Latem ląd nagrzewa się szybciej niż woda, co powoduje unoszenie się nagrzanego powietrza, a tym samym spadek ciśnienia. W związku z różnicą ciśnień między wodą a lądem pojawiają się gwałtowne wiatry wiejące znad morza w głąb lądu. Zimą niże tworzą się nad cieplejszymi wodami, co powoduje wianie monsunów od lądu w stronę morza (wiatry wieją z obszarów o wyższym ciśnieniu do obszarów o niższym ciśnieniu). Monsuny tworzą się u południowych i wschodnich wybrzeży Azji. Monsun letni ma duże znaczenie w rolnictwie w Azji - pomaga nawadniać suche obszary w głębi kontynentu. Monsun letni jest wiatrem ciepłym i wilgotnym, a monsun zimowy jest wiatrem suchym, a zarazem zimnym.
Bryza - wiatr wiejący na wybrzeżu morskim. Zmiany kierunku wiatru, występujące w rytmie dobowym, wywołane są różnicami w nagrzewaniu się lądu i morza. W dzień ląd nagrzewa się szybciej niż woda, dlatego cieplejsze powietrze nad lądem unosi się (Powodując spadek ciśnienia na powierzchni lądu), a na jego miejsce pojawia się chłodniejsze i wilgotniejsze powietrze znad morza. Zatem bryza dzienna (bryza morska) wieje znad morza na ląd. Natomiast w nocy woda oddaje ciepło wolniej niż ląd, dlatego ciśnienie nad wodą jest niższe niż na powierzchni lądu, co powoduje zmianę kierunku wiatru. Bryza nocna (bryza lądowa) przynosi na wodę suche powietrze znad lądu. Zasięg bryzy to ok. 20-30 km od linii brzegowej w stronę wody. W stronę lądu zasięg ten jest wyraźnie mniejszy i uzależniony od charakteru powierzchni.
Wiatr dolinny (dzienny) i wiatr górski (nocny) ? wiatry lokalne powstające w górach, zmieniające w ciągu doby swój kierunek. Wiatr dolinny to ciepła masa powietrza przemieszczająca się ku górze z nagrzanych w ciągu dnia dolin. Wiatr górski wieje w nocy ku dolinie.

PODSUMOWANIE

Wiatr - poziomy ruch powietrza z wyż do niżu.
Ciśnienie atmosferyczne - nacisk słupa powietrza na jednostkę powierzchni.
Ciśnienie normalne - ciśnienie słupa rtęci o wysokości 760 mm, o przekroju 1 cm2 w temperaturze 0 stopni, na poziomie morza, na 45 szerokości geograf.
Niż baryczny - obszar, w którym ciśnienie spada ku środkowi w obrębie zamkniętych izobarów.
Wyż baryczny - obszar, w którym ciśnienie wzrasta ku środkowi w obrębie zamkniętych izobarów.

RUCHY MAS POWIETRZA

Po dotychczasowym przygotowaniu powinniśmy dać sobie radę ze zrozumieniem dalszych rozważań dotyczących zasad ruchów wielkich mas powietrza. Do pełnego szczęścia w tym zakresie musimy sobie jeszcze uzmysłowić dosyć ważną sprawę - co to jest i skąd się bierze tzw. siła Coriolisa.

Postarajmy się wyobrazić sobie wielki globus, który się obraca w kierunku wschodnim (tak jak nasza planeta). Na biegunie północnym tego globusa znajduje się mrówka i chce po równoleżniku przejść w kierunku równika. W czasie swojej wędrówki oddala się ona (wraz z powierzchnią globusa) od osi jego obrotu i co za tym idzie rośnie prędkość liniowa, z jaką porusza się ona wraz z globusem dookoła jego osi obrotu. Co prawda prędkość kątowa jest cały czas ta sama, ale jednak to właśnie prędkość liniowa oddziaływuje na naszą mrówkę w taki sposób, że chce ją przewrócić w prawo. Mrówka na swoich nóżkach trzyma się dobrze globusa i tylko zwiększy się nacisk na jej prawe nóżki, a zmaleje nacisk na lewe - powietrze jednak, które z powierzchnią Ziemi nie jest tak związane, jak przykładowa mrówka z naszym globusem, zostanie w swojej wędrówce po południku od razu z niego zepchnięte i jego ruch nad powierzchnią ziemi zmieni swój kierunek tak dalece, aż w końcu będzie się ono posuwać już nie wzdłuż południka, tylko wzdłuż równoleżnika. Siła, która tę zmianę kierunku spowodowała została odkryta i wyrażona rachunkowo przez Coriolisa i od jego nazwiska została nazwana siłą Coriolisa. Odgrywa ona wielką rolę - zawsze tam, gdzie idzie o zmianę miejsca niezwiązanych ściśle z podłożem mas powietrza - bo wpływa na poważną zmianę kierunku ich przesuwania się po powierzchni ziemi.

Teraz postarajmy się sobie wyobrazić, że nasza Ziemia jest wykonana z jakiegoś jednorodnego tworzywa, jest zupełnie gładka i znajduje się na orbicie okołosłonecznej z tak wolnym obrotem dookoła swojej osi, że zawsze jest odwrócona do Słońca tą samą stroną - tak, jak Księżyc w stosunku do Ziemi. Zastanówmy się nad tym, co stanie się na tej osłonecznionej stronie - w rejonie równika powierzchnia tej nowej Ziemi będzie się nagrzewać od promieniowania słonecznego (prawie prostopadłego do podłoża) - na biegunach zaś pozostanie ona najzimniejsza (najmniejszy kąt padania promieni słonecznych). Atmosfera otaczająca tę nową Ziemię (tu odkładamy na bok tą drugą, nieoświetloną stronę ziemi) będzie się w rejonie równika nagrzewać od nagrzanego podłoża. Powietrze nagrzane (ruch jego rozmaitych składników szybszy), jako lżejsze od otaczającego powietrza uniesie się do góry i zacznie się w miarę unoszenia oziębiać adiabatycznie na skutek rozprężania (coraz mniejsze ciśnienie), a na miejsce po nim z sąsiedztwa zostanie zassane powietrze chłodniejsze, co spowoduje ruch masy powietrza z północy i południa w stronę równika. Na dużej wysokości natomiast ochłodzone w procesie adiabatycznym masy powietrza będą rozpychane w stronę obu biegunów przez stale napływające od dołu nowo nagrzewane masy. Ruch powietrza od biegunów w stronę równika spowodowałby brak powietrza na biegunach i żeby temu zapobiec zimne masy w wysokich warstwach atmosfery będą w okolicach biegunów opadać w stronę powierzchni Ziemi, aby ten powstający brak wypełnić. Na tym nieobracającym się modelu byłby to obraz tzw. cyrkulacji ogólnej. Ziemia jednak się dosyć szybko obraca dookoła własnej osi i, jak to sobie rozważyliśmy, wcześniej powietrze lecące od biegunów w stronę równika zostanie poddane sile Coriolisa i zakręci. Nie wdając się w dosyć długie i mozolne rozważania zobaczmy na rysunku 1, jak by w rzeczywistości wyglądał obraz tego ruchu powietrza na jednorodnej i zupełnie gładkiej Ziemi w warstwie przyziemnej. Rysunek 2 pokazuje jak rozłożyłyby się obszary niskiego i wysokiego ciśnienia na naszej zupełnie jednorodnej i gładkiej ziemi. Zrozumienie i dokładne zapamiętanie obu tych szkiców jest bardzo ważne dla dalszych naszych rozważań, bo choć Ziemia w rzeczywistości nie jest ani gładka ani jednorodna, rzeczywisty ruch mas powietrza nad nią następuje według tych właśnie zasad i tylko niegładkości i niejednorodności Ziemi psują nieco ten idealny przebieg.

Dla przejścia od tego modelu do warunków rzeczywistych musimy sobie zdać sprawę jak wpływają na ten model fakty istnienia oceanów i kontynentów.

Dwa ważne czynniki warte są tu przypomnienia: Czynniki wpływające na prędkość i kierunek wiatru.

Poniższa tabela przedstawia wszystkie czynniki mające wpływ na prędkość i kierunek wiatru wraz z ich konsekwencjami.

Czynnik	Charakterystyka	Konsekwencje
poziomy gradient ciśnienia	pomiędzy obszarami Ziemi występują poziome różnice ciśnienia; gradient skierowany jest do niższego ciśnienia wzdłuż normalnej do powierzchni izobarycznej, wyraża się go w hPa/100	podstawowa siła powodująca poziomy ruch i wzrost jego prędkości; inne siły mogą ten ruch hamować, lub odkształcać jego kierunek
różnica gęstości powietrza	przy identycznym ciśnieniu masy powietrza mogą mieć różną temperaturę i wilgotność, a więc różnią się gęstością	powietrze cięższe ma tendencję do opadania- czynnik ten kształtuje wiatry górskie i stokowe
siła Coriolisa	siła wywołuje odchylanie toru ciał poruszających się ze składową poziomą względem wirującej Ziemi	odchylenie kierunku wiatru w prawo na półkuli północnej, a w lewo na półkuli południowej; siła Coriolisa nie przejawia się dla ciał poruszających się równoleżnikowo, ciała poruszające się południkowo do biegunów odchylanie są na wschód
siła tarcia	przy ruchach powietrza można wyróżnić dwa rodzaje siły tarcia: między strumieniami powietrza i między strumieniem powietrza o powierzchnią Ziemi	zmniejszenie prędkości wiatru (cz. energii wiatru zamienia się w energię cieplną)
ukształtowanie powierzchni	wiatry napotykające barierę np. orograficzną może opłynąć ją bokiem	wiatr słabnie przed przeszkodą, wzmaga się z jej boków, zmieniając kierunek i słabnie za nią (cień wiatrowy)
		wiatry napotykające barierę orograficzną może przepłynąć nad nią	wiatr słabszy przed przeszkodą, silniejszy za nią
siła odśrodkowa	działa przy krzywoliniowym ruchy cząsteczek powietrza, skierowana jest wzdłuż promienia krzywizny na zewnątrz, w stronę wypukłości toru, jest szczególnie istotna dla wirujących mas powietrza	modyfikuje kierunek wiatru, destabilizuje wiry powietrzne, nie występuje w przypadku, gdy izobary są równoległe

 1. Kondukcyjna pojemność cieplna oceanów jest znacznie większa niż skał tworzących lądy - dlatego roczne amplitudy temperatury są nad oceanami znacznie mniejsze niż nad kontynentami.

2. Zmiany ilości dochodzącego w ciągu roku promieniowania są znacznie mniejsze w pobliżu równika, a rosną ku biegunom, wskutek czego zmienność temperatury w ciągu roku będzie znacznie mniejsza bliżej równika, a będzie się zwiększać w stronę biegunów. Wynika stąd, że zmiany różnic temperatur pomiędzy kontynentem, a oceanem będą mniejsze w pobliżu równika i większe w wysokich szerokościach geograficznych.

Dla pokazania teraz, jak układać się będą średnio ciśnienia powietrza zimą przy Ziemi na półkuli północnej, przyjrzyjmy się wnikliwie rysunkowi 3 (podanemu za U.S. Weather Bureau) pamiętając, że jest to zimowy obraz średni. Letni obraz średni ciśnień powietrza latem na tej samej półkuli pokazuje rysunek 4 (podany za tym samym źródłem).

Jeśli przyjrzymy się jeszcze raz szerokościom geograficznym (na rysunku 1), na których znajduje się północna Europa to zobaczymy, dlaczego właśnie w tym rejonie mamy do czynienia z tak dużą zmiennością układów. W tej szerokości, bowiem spotykają się zimny spływ północno-wschodni z ciepłym i wilgotnym ruchem południowo-zachodnim. Powoduje to, jako skutek tworzenie się w tych szerokościach geograficznych nieustannych rodzin niżów barometrycznych, które stale przesuwają się w kierunku wschodnim (wpływ kierunku obrotu Ziemi). Ląd Europejski z idącym równoleżnikowo pasmem najpierw Alp, a potem Karpat, hamuje w znacznym stopniu ciepły ruch południowo-zachodni i dla tego rodziny tworzących się stale nowych niżów powstają dalej na zachód od Europy w rejonie Nowej Funlandii, który to rejon nosi z tego powodu nazwę "kolebki niżów". Wędrują one na wschód, podlegając rozmaitym wpływom odchylającym ich ruch czasem w kierunku nieco bardziej północnym, czasem bardziej południowym. Na półkuli północnej niże zawsze muszą kręcić się przeciwnie do ruchu wskazówek zegara, wyże zgodnie z ruchem wskazówek zegara (oczywiście na półkuli południowej jest odwrotnie). Przyczyną tego faktu, jak to już wszyscy zapewne zauważyliście, jest kierunek obrotu kuli ziemskiej i związana z nim siła Coriolisa.

Na mapach pogody (tzw. mapy synoptyczne) łączy się punkty o jednakowym ciśnieniu liniami, które noszą nazwę izobar - daje to wyraźny obraz rozmieszczenia niżów i wyżów w danym momencie, co pozwala na dokładne zorientowanie się, z jakiego typu zjawiskami pogodowymi mamy właśnie do czynienia i oceny, co stanie się dalej. Parę ważnych czynników z tego wynikających warto tu sobie uzmysłowić bez długiego i mozolnego ich wyprowadzania.

1. W układach wyżowych, które kręcą się na naszej półkuli zgodnie z ruchem wskazówek zegara wiatry wieją zawsze wzdłuż izobar z lekkim odchyleniem na zewnątrz (wielkość tego odchylenia jest zależna od tego czy wyż się tworzy czy rozpływa);

2. W układach niżowych, które kręcą się na naszej półkuli przeciwnie do ruchu wskazówek zegara wiatry wieją zawsze wzdłuż izobar z lekkim odchyleniem do wewnątrz (wielkość tego odchylenia jest zależna od tego czy niż się pogłębia, czy wypełnia);

3. Prędkość wiatru jest ściśle związana z odległością pomiędzy izobarami (poziomy gradient baryczny) i jest tym większa, im izobary są gęściej położone;

4. Wszystkie zjawiska pogodowe zachodzące w wyżu są bardzo osłabione i niewyrażone silnie (słabsze wiatry niż w niżu, słabsza termika - jeśli wystąpi w ogóle, mniej typowe układy chmurowe, mniej intensywne opady itp.);

5. Wszystkie zjawiska pogodowe zachodzące w niżu są silnie wyrażone i tylko w niżu można oczekiwać ekstremalnych zachowań pogody. Dzieje się tak, dlatego, że w zasadzie z powodu opisanych wcześniej mechanizmów ruchu powietrza powstają wyłącznie niże. One to wypychają na zewnątrz spore masy powietrza na skutek siły odśrodkowej, te zaś są utrzymywane tylko poprzez okoliczne niże i przez niekręcone, jak koła zębate w odwrotną stronę.

6. Wszystko, co w dalszych rozważaniach przypiszemy prawom ogólnym, może w warunkach lokalnych ulec rozmaitym zakłóceniom i nie wystąpić tak dokładnie, jak by to wynikało z przyjętych praw ogólnych (czasami zakłócenia te mogą tak dalece zaciemnić przepisowy obraz zjawisk, że zachodzi obawa o ich właściwą interpretację);

7. Każdy kręcący się układ, obojętnie czy to niż, czy wyż, ma swoją oś obrotu. Niestety oś ta prawie nigdy nie jest prostopadła do powierzchni Ziemi. Wynika z tego, że ruch takiego kręcącego się układu musi poza innymi czynnikami zawierać jeszcze tzw. wpływ żyroskopowy. Spróbujcie na stole puścić zwykłego bączka, ale nie pionowo w stosunku do powierzchni stołu, tylko trochę skośnie - zobaczycie, co z tego wyniknie i spostrzeżenie to zastosujcie potem przy analizie możliwości ruchu układów barycznych;

8. Innym, nie mniej ważnym składnikiem ruchu układów barycznych jest ich hamowanie - może ono pochodzić od wpływu podłoża (góry, wielkie doliny itp.) czy od rozlokowania innych układów barycznych w okolicy - są to hamowania zewnętrzne oraz od wewnętrznych czynników, które dokładniej omówimy sobie dokładniej w następnej pogadance.

Teraz na zakończenie proponuję rzut oka na www.weatheronline.pl, żeby zobaczyć jak to wygląda na teraz w Europie (na niebiesko są zaznaczone fronty chłodne, na czerwono fronty ciepłe, a izobary są opisane wartościami - można sobie ten obrazek porównać z wiatrem, jaki wieje za oknem.

MASY CIEPŁE I CHŁODNE

W języku meteorologów masą powietrza nazywa się wielką objętość powietrza, którego własności fizyczne (głównie temperatura i wilgotność) są w rozkładzie poziomym mniej więcej jednolite. Przez "wielką" rozumiemy rozciągłość poziomą rzędu tysiąca i więcej kilometrów, a przez wyrażenie "mniej więcej jednolite" rozumiemy, że zmiany np. na odległości 100 km w tej objętości są o wiele mniejsze od tych, które znajdziemy przechodząc przez granicę pomiędzy masami - granica ta zwykle jest dosyć wąska i nie przekracza 15-30 kilometrów.

Strefę graniczną nazywamy strefą frontalną lub po prostu frontem. Jest ona obszarem kontrastów temperatury i wilgotności. Jest również miejscem silnych kontrastów energii potencjalnej, której część tutaj właśnie zostaje zamieniona w energię kinetyczną związaną z rozległymi wędrującymi zaburzeniami. Zaburzenia te noszą nazwę cyklonów. Masami powietrza, frontami i cyklonami zajmują się meteorolodzy przewidujący pogodę dla średnich i wysokich szerokości geograficznych. Ponieważ te trzy pojęcia są ze sobą ściśle powiązane, wygodniej będzie nam rozważyć je po kolei.

Zacznijmy od mas powietrza. Kształtowanie się mas powietrza zachodzi nad obszarami o stosunkowo jednorodnym podłożu, nad którym powietrze zalega lub krąży w prawie zamkniętym układzie cyrkulacji. Układami zapewniającymi dostatecznie długotrwałe - dla przyjęcia określonych cech - przebywanie powietrza nad danym obszarem są przede wszystkim stacjonarne wyże i stacjonarne niże. Masy powietrza mogą się też formować podczas powolnego przemieszczania się powietrza ponad obszarami oceanicznymi o jednorodnych cechach termicznych.

Czas potrzebny do ukształtowania się masy powietrza nad danym obszarem wynosi przeciętnie od 4 do 10 dób. Obszary, nad którymi kształtują się masy powietrza, nazywa się obszarami źródłowymi.

W wielkoskalowych ruchach związanych z ogólną cyrkulacją atmosfery, masy powietrza nieustannie się przemieszczają. Wskutek tego masy ukształtowane w pewnych obszarach źródłowych napływają nad obszary o innych cechach podłoża.

Wpływ zmienionych warunków wiąże się ze zmianą właściwości fizycznych przemieszczającej się masy powietrza. Jest to proces transformacji masy powietrza. Jeżeli przesunięcie się masy nad nowy obszar jest szybkie, to w początkowym okresie jej charakter może ulec tylko nieznacznej zmianie i to głównie w dość wąskiej warstwie. Dopiero po pewnym czasie zakres zmian staje się coraz większy. Masa powietrza w procesie transformacji stopniowo traci właściwości nabyte w obszarze źródłowym. Jeżeli po wyjściu z obszaru źródłowego masa powietrza przemieszcza się powoli nad podłożem o właściwościach innych niż te, które dominowały w obszarze źródłowym, to proces transformacji następuje stopniowo w miarę jej przemieszczania się. W obu opisanych przypadkach mówimy o starzeniu się masy. Jeżeli nad nowym obszarem o innych właściwościach warunki cyrkulacyjne spowodują zatrzymanie się masy na potrzebny okres to może ona całkowicie zmienić swoje właściwości.

Niektóre cechy przemieszczających się mas powietrza zmieniają się wolniej niż inne - określamy je, jako konserwatywne. Do najbardziej konserwatywnych cech mas powietrza należą: temperatura ekwiwalentno-potencjalna, temperatura potencjalna i wilgotność właściwa. Dość konserwatywne są również: wilgotność bezwzględna, temperatura punktu rosy, zwykła temperatura powietrza powyżej warstwy tarcia (w szczególności nad morzem) a także przezroczystość powietrza.

Teraz musimy zająć się klasyfikacją mas powietrza ukształtowanych w rozmaitych obszarach źródłowych.

Podstawowym podziałem mas jest podział na masy ciepłe i na masy chłodne - oczywiście dotyczy on mas, które przemieszczają się po opuszczeniu obszaru źródłowego.

Ciepła masa powietrza jest to taka masa, która napływając nad dany obszar stopniowo się ochładza. Ochładzanie to rozpoczyna się w najniższej warstwie, tam gdzie dochodzi do styku z podłożem i stopniowo przenosi się w coraz wyższe warstwy. W ciepłej masie, która zaczyna ochładzać się od dołu, obserwujemy wiele zasadniczych procesów.

Po pierwsze, procesowi ochładzania towarzyszy wzrost stateczności masy, czyli zanik konwekcji (prądów pionowych). Na skutek ochładzania dolnych warstw powietrza rośnie wilgotność względna i obniża się wysokość poziomu kondensacji. W tych warunkach mieszanie turbulentne może prowadzić do powstania chmur stratus, które mogą dać mżawkę, a nawet do powstawania stratocumulusów, dających słaby deszcz lub śnieg. Niekiedy rozpiętość pionowa chmur warstwowych może wzrosnąć tak dalece, że przekształcą się one w chmury nimbostratus powodujący ciągły i długotrwały opad. Z procesem ochładzania się masy powietrza związana jest możliwość powstawania inwersji - szczególnie, gdy podłoże, nad które napływa ciepłe powietrze, jest silnie wychłodzone. Jako skutek tego zjawiska mogą powstać mgły adwekcyjne, które mogą łączyć się niekiedy bezpośrednio z zachmurzeniem warstwowym.

Zastopowanie wszelkich ruchów pionowych powietrza sprzyja utrzymywaniu się w nim przy ziemi rozmaitych zawiesin, a ponadto występowanie wyżej wspomnianych mgieł sprawia, że zwykle mamy do czynienia z kiepską widocznością. Ze względu na grube zachmurzenie warstwowe i pochłaniającą właściwość mgieł dzienno-nocne różnice temperatur i innych elementów meteorologicznych są małe, a wiatry w takiej masie nie są porywiste, ani bardzo silne.

Typowym przykładem ciepłej masy powietrza jest napływ znad Atlantyku nad Europę ciepłej masy powietrza w okresie zimowym. Obserwuje się wtedy ocieplenie, wzrost wilgotności, zachmurzenie przez chmury warstwowe oraz mgły. Napływ ciepłej masy powietrza może się też wiązać z bezchmurną pogodą. Dzieje się tak przy adwekcji ciepłego i suchego powietrza znad rozgrzanego kontynentu. Cechą charakterystyczną takiej masy jest bardzo obniżona widoczność pozioma z powodu dużego zapylenia powietrza. Przykładem takiej masy może być napływ powietrza znad Afryki Północnej nad Morze Śródziemne czy Atlantyk.

Chłodna masa powietrza to taka masa, która napływając nad dany obszar stopniowo się nagrzewa. Z tym procesem wiąże się wzrost chwiejności, czyli wzrost zdolności do ruchów konwekcji termicznej. Rozwijające się chmury należą głównie do typu chmur kłębiastych, a powstające opady mają charakter przelotny - latem może być to również grad i burze, a zimą przelotne nawet bardzo silne, ale krótkotrwałe opady śniegu. W chłodnej masie powietrza wiatry są zwykle porywiste i silne, a wszystkie inne elementy meteorologiczne podlegają dużym wahaniom dobowym - szczególnie nad lądem.

Z tego wynika, że zasadniczo w powietrzu ciepłym mamy do czynienia z równowagą stałą, a w powietrzu chłodnym z równowagą chwiejną - jednak w obszarze źródłowym, który formuje masę zarówno masa ciepła jak i chłodna może zostać uformowana chwiejnie lub stało, a dopiero, gdy zacznie ona wędrować, rodzaj podłoża wpływa na nią ustalająco lub uchwiejniająco.

Umiejętność rozpoznawania cech napływających mas powietrza jest bardzo ważna dla dobrego prognozowania pogody - trzeba tu pamiętać, że ważny jest zarówno obszar źródłowy masy jak i tereny, nad którymi odbywała się jej wędrówka, jak i czas tej wędrówki - te właśnie czynniki pozwalają na dobre przewidywanie możliwych zjawisk pogodowych w połączeniu z wiadomościami o podłożu miejsca, dla którego chcemy zrobić prognozę.

Oczywiście cechy geograficzne obszarów źródłowych pozwalają na zebranie wielu informacji o czynnikach kształtowania się i formowania masy powietrza. Typowy przykład modyfikacji masy pokazuje rysunek 8, gdzie ciepła masa z wyżu podzwrotnikowego-morskiego wpływa nad Europę, ocierając się o napierające z północy masy powietrza chłodnego. Na rysunku tym są pokazane izotermy dla lepszego zilustrowania procesów około frontowych oraz kierunki ruchu obu tych mas, które są odpowiedzialne za fakt, że przedstawiona sytuacja jest jednocześnie obrazem tworzenia się cyklonu (niżu). Po prawej stronie, prawie pionowo rozwija się front ciepły, prawie równoleżnikowo napiera front chłodny, a powyżej z prawej, tam gdzie front chłodny dogonił już front ciepły, widzimy okluzję. Dokładnie te pojęcia wraz z ich typowym zachmurzeniem omówimy sobie w następnej pogadance. Teraz jest ważne, żeby zrozumieć, że ruchy mas powietrza, fronty i cyklony (niże) to elementy ściśle ze sobą związane i wzajemnie uzależnione i wynikające z siebie nawzajem.

Jak powstają niże i jak wyglądają ich kolejne stadia rozwojowe pokazuje dobrze rysunek 9. Na którym widzimy fragmenty map synoptycznych (opisane izobary i oznaczone położenie na ziemi linii frontów).

Ważne jest zobaczyć na tych przykładach rozwoju, niżów, że każdy z nich składa się w zasadzie z trzech ważnych obszarów:

1. obszar powietrza chłodnego atakującego

2. obszar powietrza ciepłego

3. obszar powietrza chłodnego ustępującego

Szczególnie dobrze widać te trzy zasadnicze obszary na części "B" i "C" rysunku 9.

Również ważne jest wiedzieć, że na styku stacjonarnych układów chłodnego i ciepłego zwykle powstaje nie pojedynczy, niż, ale całe ich rodziny, co ilustruje rysunek 10 - na którym również możemy zobaczyć, że wyże są zjawiskami wtórnymi, wymuszonymi przez wypchane z niżów duże ilości powietrza, co później okaże się ważne (to zjawisko wypychania spowodowane jest siłą odśrodkową prędko kręcącego się niżu).

Masy powietrza

Masa powietrza jest to wycinek (objętość) troposfery, który charakteryzuje się jednorodnością stanu fizycznego (np. temp., wilgotnością). Jeśli dana objętość powietrza zalega nad jakimś obszarem kilka dni, nabiera wtedy cech tego podłoża. Obszar, nad którym formowane są dane masy powietrza, nazywany jest obszarem źródłowym. W wyniku cyrkulacji atmosfery masy powietrza przemieszczają się czasami daleko od swoich obszarów źródłowych. W trakcie takiej wędrówki powietrze styka się z innym rodzajem podłoża, dlatego podlega transformacji. Stopień transformacji wyjściowej masy powietrza zależy od prędkości jej przemieszczania. Im szybciej się przemieszcza, tym zmiany jej właściwości fizycznych są mniejsze. Jeżeli proces wędrówki masy powietrza jest powolny, następuje starzenie się masy powietrza i nabiera ona cech nowego podłoża.
Masy powietrza można podzielić według dwóch kryteriów geograficznego i termicznego.

Według kryterium geograficznego wydziela się masy powietrza:
- arktycznego lub antarktycznego (PA),
- polarnego (PP),
- zwrotnikowego (PZ),
- równikowego (PR).
Wszystkie masy powietrza (oprócz równikowego) można podzielić jeszcze, ze względu na charakter podłoża, nad którym się tworzyły (morze - ląd), na masy morskie lub kontynentalne: PAm, PAk, PPm, PPk, PZm, PZk. Masy powietrza morskiego cechuje większa wilgotność niż masy powietrza kontynentalnego.

Powietrze równikowe, niezależnie od tego, czy obszarem źródłowym był ląd, czy morze, charakteryzuje się wysoką wilgotnością
Stosując klasyfikację mas powietrze ze względu na ich temp., dzieli się je na masy powietrza ciepłego i chłodnego. Jeżeli napływająca nad określony obszar masa powietrza ochładza się stopniowo, to jest to masa ciepła. Jeżeli zaś napływająca nad określony obszar masa powietrza stopniowo ogrzewa się, to jest to masa chłodna.
Różne masy powietrza nie występują obok siebie bezpośrednio, lecz rozdzielone są strefami przejściowymi, tzn. powierzchniami frontowymi. Ponieważ powierzchnia frontowa nachylona jest pod pewnym kątem do powierzchni Ziemi, wyznaczoną w ten sposób linię przecięcia nazywamy frontem atmosferycznym.

Ponad 70% powierzchni Ziemi pokrywa woda morska. Jej średnia głębia sięga 3,6 km i pozostaje w większości niezbadana. Wielkie oceany łączą się, tworząc jeden globalny zbiornik wodny, na którym kontynenty są jedynie wyspami. Wody znajdują się w nieustannym ruchu. Fale przypływu powstają wskutek siły przyciągania Księżyca i Słońca. Powstawanie i przemieszczanie prądów morskich związane jest z różnicą temperatur wody i jej gęstości zmieniających się pod wpływem wiatrów wskutek ruchu obrotowego Ziemi. Zimna woda w głębi oceanów płynie od strony biegunów. Wiatry przepychają ciepłą, podgrzaną przez Słońce wodę po powierzchni oceanów, z jednej strony globu na drugą. Płynie ona potężnymi meandrującymi strumieniami. Wymiana ciepła między oceanem i atmosferą wywiera decydujący wpływ na klimat oraz życie w samych oceanach.
Prądy głębinowe są zasilane przez wody pochodzące z obszarów polarnych. Jako zimne i cięższe wpływają w niższych szerokościach geograficznych pod cieplejsze i lżejsze warstwy powierzchniowe..
Zimna woda przydenna, która opada kaskada przez Cieśninę Duńską, rozpoczyna swoją podróż w kierunku północnego Oceanu Atlantyckiego. Między Islandią i Grenlandią ma za sobą długą drogę. Przemieszczając się na północ, stale oziębia się na powierzchni.
Na Morzu Norweskim woda zaczyna zamarzać, co podnosi zasolenie w warstwie powierzchniowej. Rosnące zasolenie obniża temperaturę zamarzania do -20C. Niska temperatura i wzrost zasolenia tak bardzo zwiększa gęstość, że woda opada na dno, rozpoczynając podróż powrotną do Atlantyku - tym razem, jako prąd głębinowy. W czasie drogi w kierunku równika spada do głębokiego basenu Atlantyku, utrzymując się w pobliżu dna oceanu, i wypycha ku górze zalegającą tu cieplejsza wodę.
Cyrkulacja oceaniczna, podobnie jak atmosferyczna, jest modyfikowana przez ruch wirowy Ziemi i stanowi skutek nierównomiernego rozkładu promieniowania słonecznego. Różnice gęstości wody powodują wytworzenie się prądów głębinowych, natomiast prądy powierzchniowe są spowodowane wiatrami - są to tzw. prądy dryfowe. Tak tworzy się np. dryfowy Prąd Zatokowy (Golfsztrom), niosący ciepła wodę od południowych krańców Florydy ku północy, wzdłuż wschodnich wybrzeży ameryki Północnej, aż do brzegów Nowej Fundlandii.

Na półkuli północnej woda krąży zgodnie z ruchem wskazówek zegara, na południowej w kierunku przeciwnym. Woda płynie do centrum tego ogromnego wiru, gdzie się spiętrza i wytwarza podciśnienie, które przeciwdziała efektowi siły Coriolisa.
Równowaga tych dwóch sił powoduje powstanie prądu zwanego geostroficznym. Prowadzi on ciepłe, szybko płynące wody wąską wstęgą po zachodniej stronie oceanów w kierunku równika.
Prądy powierzchniowe, podobnie jak pozostałe prądy oceaniczne, nie płyną równym strumieniem. Na obrzeżach tworzą się zawirowania o średnicy setek kilometrów, które następnie odrywają się od głównego prądu. W Prądzie Zatokowym zawirowania i odnogi prądu tworzą się wówczas, kiedy prąd, płynąc przez północny Atlantyk, zaczyna meandrować. Te prądy boczne transportują masy różnych wód z różnych obszarów oceanu, także poza granicę frontalną między cieplejszymi i zimniejszymi wodami. Ciepła i zimna woda może połączyć się w wirze i wymieszać. Dodatkowo wiatr tworzy wysokie fale i popycha wody powierzchniowe. Wraz z różnicami gęstości i ruchem wirowym Ziemi prądy i wiry są głównymi dystrybutorami ogromnych mas ciepła wokół kuli ziemskiej. Równoważący transport ciepła ma fundamentalne znaczenie dla klimatu naszej planety.
Podnoszenie i obniżanie poziomu morza jest rezultatem siły przyciągania Księżyca i Słońca, połączonego z siłą odśrodkową, powstającą w wyniku obracania się Ziemi z Księżycem. Dobowe wahania poziomu wody odzwierciedlają cykl miesięczny, odpowiadający krążeniu księżyca dookoła Ziemi, oraz roczny, spowodowany ruchem Ziemi dookoła Słońca. Poziom wody w oceanie światowym zmienia się wszędzie, ale widoczne jest to tylko na wybrzeżach. Tam gdzie woda styka się z lądem, tam powstaje zjawisko przypływu i odpływu, ogólnie zwane pływami.
Na wielkość pływów ma wpływ zarówno kształt linii brzegowej, jak i ukształtowanie dna oceanu, a także wielkość przylegających lądów. Np. w Wietnamie i na Karaibach obserwuje się każdej doby księżycowej jeden przypływ i jeden odpływ, zwane pływami „dobowymi”. Na wybrzeżach Morza północnego każdej doby księżycowej występują dwa przypływy i dwa odpływy o podobnej wysokości - nazywa się je pływami „półdobowymi”. Kąt pomiędzy orbitą Księżyca i równikiem ziemskim zmienia się od 280N do 280S , co także wpływa na wysokość pływów - wzrost poziomu morza jest pochylony przeciwnie do rotacji Ziemi i wpływa na wysokość fal.
Na niektórych obszarach kuli ziemskiej występują oba rodzaje pływów, zarówno dobowe, jak i półdobowe, np. wybrzeża oceanów Spokojnego i Indyjskiego mają przeważnie pływy mieszane. Na morzach zamkniętych, takich jak Śródziemne czy Bałtyckie, zmiany poziomu wody wywołane pływami są niewielkie (o,4 m). Szczególnie niebezpieczne są przypływy w estuariach rzek: w lejkowatym ujściu rzeki następuje nagłe spiętrzenie wody, która może utworzyć falę wysoką nawet na 8 m, stromą jak ściana i przemieszczającą się z prędkością 25km/h w górę rzeki. W dużych rzekach echo pływów można dostrzec daleko w głębi lądu, na Łabie do 148 km, na Amazonce nawet do 1000km.
Fala przypływu może składać się z wielu lokalnych, różnych fal, więc dokładne określenie wysokości przyszłej fali nie jest takie proste. Jednym z czynników utrudniających prognozowanie jest pogoda, która może oddziaływać stymulująco lub hamująco na przebieg zjawiska. Mocne wiatry wiejące z jednego kierunku przez dłuższy czas i skrajne wartości ciśnienia atmosferycznego mogą zmieniać wysokość fal pływów nawet o ponad 3 m. Wiatr może spiętrzać wodę na wybrzeżu lub odpychać ja od brzegu, natomiast wysokie ciśnienie atmosferyczne przyciska wodę i zapobiega jej podnoszeniu się, a niskie ciśnienie działa odwrotnie - pozwala na większy niż zwykle wzrost poziomu.
Zmiana ciśnienia atmosferycznego o 1 hPa odpowiada zwykle za zmianę wysokości przypływu o 1 cm., Dlatego zmiana ciśnienia atmosferycznego może skutkować wahaniem poziomu wody nawet o 50 cm. Wiatry i pływy oddziałują na prądy przybrzeżne, które w cieśninach morskich osiągają prędkość do 29 km/h. Na wybrzeżach płaskich tworzą się charakterystyczne wiatry, które przy odpływie są osuszane.
Główną przyczyną powstawania fal jest wiatr, wiejący ponad otwartą przestrzenia oceanu. Raz wprawiona w ruch fala przesuwa się przez oceany, nawet, jeśli wiatr dawno już ustał 9tzw. martwa fala). Fale z różnych obszarów i kierunków łączą się i sprawiają, że powierzchnia oceanu faluje. Zmienna pogoda, lokalne wiatry wiejące stale z jednego kierunku i prądy morskie maja dodatkowy wpływ na system falowania morza. Martwa fala, która dociera do wybrzeża Kalifornii, mogła zostać wzbudzona w sztormowych regionach Nowej Zelandii, a fale powstałe w pobliżu przylądka Horn mogą rozbijać się 10 000 km dalej u wybrzeży zachodniej Europy. Fale oceaniczne przenoszą dookoła globu ziemskiego olbrzymie ilości energii.

Cyklicznie co 10 lat w okresie świąt Bożego Narodzenia pojawia się na Pacyfiku zjawisko zwane po hiszpańsku El Niño (Dzieciątko). W czasie działania El Niño stałe kierunki wiatrów i prądów oceanicznych ulegają odwróceniu, pociągając za sobą katastrofalne skutki. W latach 1982 - 1983 temperatura powierzchni Oceanu Spokojnego na równiku podniosła się o 7oC. Indonezję i Australię nawiedziła plaga suszy, podczas gdy Ekwador i Peru zalały deszcze 300 razy obfitsze niż zazwyczaj. Przypadki El Niño można łączyć z wyższą aktywnością plam słonecznych pojawiających się w analogicznych odstępach czasu.
Gdyby Ziemia miała budowę symetryczną powierzchnia oceanów byłaby najcieplejsza na równiku. Najwyższe temperatury pojawiają się kilka stopni na północ od równika. Wyjaśnieniem tego zjawiska jest fakt, że większość wód morsi8ch świata zalega na półkuli południowej, gdzie lądy zajmują zaledwie 19% powierzchni. Ponieważ ląd ogrzewa się szybciej niż woda, kontynenty półkuli północnej ogrzewają otaczające morza bardziej niż te na półkuli południowej.

---