Wykład 10
Ogólna cyrkulacja atmosfery, proces tworzenia się, rozwoju i zanikania układów niżowych, centra działania w Europejskim Obszarze Synoptycznym
Ogólna cyrkulacja atmosfery
Fluktuacje ciśnienia atmosferycznego przy powierzchni ziemi, aczkolwiek wyraźne z dnia na dzień, po uśrednieniu w ciągu wielu lat z uwzględnieniem sezonów (pór roku) wykazują pewne cechy charakterystyczne. Na średnich mapach ciśnienia całej Ziemi zauważyć można pas obniżonego ciśnienia wzdłuż równika, dwa pasy wyżów w obszarach podzwrotnikowych (szczególnie silne zaznaczają się wyże nad oceanami), dwa pasy obniżonego ciśnienia w szerokościach 50o-60o szerokości geograficznej i obszary podwyższonego ciśnienia dookoła biegunów (rysunki).
W obszarze równikowym, silnie nagrzewanym przez słońce niezależnie od pory roku, obserwujemy intensywne parowanie oceanów i wilgotnych puszcz tropikalnych, codziennie rozbudowują się
Idealny (a) i zbliżony do rzeczywistego średni rozkład wiatrów przy powierzchni Ziemi.
Schemat stref cyrkulacyjnych związanych z ogólną cyrkulacją atmosfery.
potężne chmury konwekcyjne i z regularnością zegarka po południu występuje ulewa z burzą. Ten otaczający nasz glob pas zachmurzenia konwekcyjnego, widoczny doskonale na obrazach satelitarnych, jest „silnikiem parowym” globalnej cyrkulacji atmosfery.
Eksperymentalne połączenie zdjęć satelitarnych z mapą wyładowań (kolor czerwony) ze strony www.wetterzentrale.de/topkarten/fsbeobl.html
Wznoszone w silnej konwekcji do wysokości 16 km powietrze rozpływa się pod tropopauzą w obie strony - na północ i południe. W miarę oddalania się od równika wzrasta pozioma składowa siły Coriolisa co powoduje stopniowy skręt w prawo na półkuli północnej a w lewo na południowej.
Około 30o szerokości geograficznej prawa fizyki wymuszają osiadanie tego powietrza. Tworzą się stacjonarne wyże podzwrotnikowe z obszarem ciszy - "końskimi szerokościami". Są to wyże:
azorski, saharyjski, arabski, hawajski, meksykański, australijski, kalaharski. Ruchy zstępujące w wyżach prowadza do powstania silnej inwersji osiadania. Powietrze rozpływa sie na zewnątrz w peryferyjnych regionach obszarów wyżowych, płynąc kierunku równika jako niezwykle stabilny wiatr - pasat. W przekroju południkowym widać, ze wznoszące sie w okolicach równikowych, wędrujące dalej w kierunku biegunów, osiadające w wyżach i spływające na południe powietrze cyrkuluje w zamkniętej komórce.
Ta komórka cyrkulacyjna, nazwana od nazwiska odkrywcy komórką Hadleya, napędza całą cyrkulację globalną atmosfery, transportując ciepło od najbardziej ogrzanych rejonów równikowych w wyższe szerokości geograficzne. Cieple, ogrzane dodatkowo wskutek kondensacji powietrze równikowe wędruje w niej do zwrotników górą, chłodniejsze i suche powietrze zwrotnikowe wraca
dołem. Komórka Hadleya wykazuje dużą stabilność - szczególnie nad oceanami, gdzie podłoże jest jednolite. Każde jej zaburzenie wpływa na warunki meteorologiczne na znacznych obszarach globu.
Najbardziej istotną i najbardziej brzemienna w skutki przyczyną takich zaburzeń są niejednorodności strefowe powierzchni Ziemi. Nierównomierny rozkład kontynentów i oceanów nad Oceanem Indyjskim i przyległymi lądami wywołuje cykliczne zaburzenie cyrkulacji pasatowej znane jako monsun zimowy (od lądu, suchy) i letni (od morza, z opadami), obejmujące północną część oceanu Indyjskiego i znaczne obszary Azji.
Innym takim zaburzeniem jest zmiana tzw. cyrkulacji czy komórki Waklera na Pacyfiku, związanej z rozkładem
temperatury powierzchni morza, znana jako zjawisko El-Nino albo Oscylacja Południowa.
Inne znane zaburzenia związane są z procesami samoorganizacji konwekcji w strefie równikowej tzw, oscylacje Madena Juliana, MJO, oscylacje związane z tzw.
monsunem afrykańskim itp.
Odchylenia od strefowości cyrkulacji globalnej: monsun.
Mniejszymi, lokalnymi zaburzeniami cyrkulacji w strefie podzwrotnikowej to cyklony tropikalne (tajfuny) - wiry o średnicy 300-800 km, w których występuje nadzwyczaj gwałtowne wydzielanie się energii kondensacji pary wodnej. Występują na
pograniczu strefy pasatów i
równikowej w okresie późnego lata i jesieni, kiedy woda oceanu jest najcieplejsza. Szczegóły związane z powstawaniem cyklonów
tropikalnych omówiono już w uzupełniającym materiale o klęskach żywiołowych.
Przenieśmy się teraz dalej w kierunku biegunów. Z obszaru wyżów podzwro- tnikowych powietrze wypływa w kierunku biegunów jako wiatr zachodni ze składową dobiegunową. Jest to strefa wiatrów zachodnich, szczególnie wyraźnie ukształtowana na półkuli południowej, zwana tam „ryczące czterdziestki i wyjące pięćdziesiątki”. Powietrze wypływające z wyżów w kierunku strefy umiarkowanej skręca pod wpływem siły Coriolisa na wschód i włącza się w cyrkulację dużych układów niżowych stale przemieszczających się z zachodu na wschód w strefie umiarkowanych szerokości geograficznych.
W obszarze tym w dramatyczny sposób zmienia sie charakter transportu ciepła w kierunku biegunów. Zamiast zorganizowanego transportu jak w komórce Hadleya zmienne w czasie i przestrzeni „języki” (masy) ciepłego powietrza przesuwają sie na północ, poprzedzielane „językami”
(masami) chłodnego, polarnego powietrza wędrującymi na południe. Te procesy transportu kształtują pogodę i klimat umiarkowanych szerokości geograficznych.
Cyklon tropikalny
W wysokich szerokościach, nad obszarami podbiegunowymi i przyległymi lądami (lub lodami morskimi) rozwija się zimą stabilny wyż zbudowany z wychłodzonego w czasie nocy polarnej powietrza. Powietrze spływające z tego obszaru w kierunku niższych szerokości geograficznych skręca na naszej półkuli w prawo pod wpływem siły Coriolisa i tworzy strefę wiatrów północno-wschodnich. Charakteryzuje się ono wysoką gęstością, małą zawartością pary wodnej i oczywiście niską temperaturą. Pomiędzy masami powietrza z wyżów podzwrotnikowych a strefą wiatrów północno-wschodnich (masami powietrza spływającymi z obszarów biegunów tworzy się front polarny, będący ich granicą rozdziału. Front meandruje, przybiera bardzo zróżnicowane położenia, podlega także modyfikacjom nad obszarami lądowymi.
Powyższy rysunek przedstawia ideowy przekrój przez ten front. Niebieskim kolorem zaznaczono chłodne powietrze z okolic biegunów, fioletowym ciepłe powietrze zwrotnikowe.
Pamiętać należy, że przeciętne nachylenie tej powierzchni wynosi 2-3 stopnie, tak więc chłód zalega przy podłożu bardzo cienkim „klinem”. Przerywane linie to przekroje przez powierzchnie stałego ciśnienia (izohipsy). Proszę zauważyć, że w zimnym, gęstym powietrzu leżą one bliżej siebie ( w pionie), niż w ciepłym powietrzu o małej gęstości. Tak więc, gdy w wyidealizowanym przypadku (na rysunku) ciśnienie powietrza przy powierzchni ziemi jest stałe, wyżej w atmosferze (np. na poziomie zaznaczonym strzałką), po obu stronach frontu pojawiają sie różnice ciśnienia. Wykład 8 nauczył nas
że w takim przypadku różnice ciśnienia równoważone są poziomą składową siły Corolisa związanej z ruchem powietrza. Innymi słowy nad frontem musi występować obszar silnego wiatru.
Tworzenie się układu niżowego
Taki układ: cieple powietrze po jednej stronie, chłodne po drugiej, wąski, nieznacznie nachylony obszar przejściowy miedzy nimi, rosnąca wraz z wysokością prędkość wiatru, jest niezwykle wrażliwy na wszelkie zaburzenia. Mówimy w języku fizyki że jest niestabilny dynamicznie, a ponieważ powierzchnie stałego ciśnienia w takim obszarze nie są do siebie równoległe a nachylone jak w klinie, to niestabilność takiego układu nazywamy niestabilnością baroklinową. Wystarczy niewielkie zaburzenie powierzchni frontowej, żeby ta niestabilność doprowadziła do powstania wiru „skręcającego” front. Mechanizm tego zjawiska opisali na początku XX wieku meteorologowie z tzw, norweskiej szkoły meteorologii, od nazwiska jednego z twórców teoria powstawania niżu na froncie polarnym nazywa sie teoria Bjerknesa.
Obecnie potrafimy całą tą teorie uzasadnić fizycznie i matematycznie, w języku opisowym wygląda ona następująco - stykające się masy chłodnego i suchego oraz ciepłego i wilgotnego powietrza różnią się zdecydowanie gęstością. Powietrze chłodne jest cięższe i wdziera się klinem pod warstwy powietrza cieplejszego. Stanowi to impuls do rozpoczęcia (lub wzmocnienia) konwekcji, która dostarcza wielkich ilości ciepła atmosferze. Ogrzane tym ciepłem powietrze intensywniej unosi się, tworząc lokalny obszar obniżonego ciśnienia. W to miejsce zaczyna napływać zarówno od południa powietrze ciepłe jak i z północy powietrze chłodne – tworzy się wir utrzymywany równowagą sił gradientu, Coriolisa i odśrodkowej (wykład 6) .
Układ niżowy coraz bardziej rozszerza się, aż do średnicy 1000 - 2000 km, w jego przedniej części występuje adwekcja ciepłego powietrza na północny wschód, w tylnej na południowy zachód napływa chłodne powietrze. Energia ruchu w wirze bierze się z obniżenia środka ciężkości całego układu, co pokazano już w materiale pomocniczym o klęskach żywiołowych. Im większa różnica gęstości (temperatur) , tym bardziej obniży się środek ciężkości, tym bardziej intensywny będzie wir (niż). W chłodnej porze roku, gdy różnice temperatur po obu stronach frontu są największe, niże są najbardziej intensywne. Kolejne etapy tworzenia się układu niżowego z frontu stacjonarnego przedstawione są na rysunkach – zaczynając od stacjonarnej powierzchni frontowej (A), poprzez początkowe zaburzenie tej powierzchni (jeszcze bez ruchu wirowego – B), kolejno utworzenie się fali na froncie (C) i wreszcie młodego niżu (D).
Głównym, jeśli nie jedynym „paliwem” dla aktywnego niżu jest para wodna, tak więc niż wchodzący nad ląd – szczególnie suchy - jeszcze wiruje siłą rozpędu przez kilkanaście godzin, potem zanika i wypełnia się. Para wodna pobierana jest do atmosfery z powierzchni ciepłego oceanu w niskich i umiarkowanych szerokościach, a kondensuje (zamienia się w krople chmur, śnieżynki i opady) w wyższych szerokościach i na wyższych poziomach atmosfery, oddając olbrzymie ilości energii pobranej wcześniej z oceanu. Należy pamiętać, że ciepło z kondensacji 2 gramów pary wodnej doprowadza do 100 stopni litr wody, zaś w metrze sześciennym ciepłego, parnego powietrza zmieścić się może i ponad 40 gramów pary wodnej. Kondensacja pary wodnej w niżach jest przyczyną tworzenia się systemów chmur fali i centrum niżu (nimbostratus z wbudowanymi cumulonimbusami). W ich obszarze wydziela się znaczna ilość ciepła, chmury szybko wznoszą się w górę, a na to miejsce wirując napływa przy podłożu powietrze z okolic, dostarczając następnych porcji pary wodnej.
W tym momencie należy wprowadzić – jeszcze nie w pełni zdefiniowane – pojęcie frontu.
Rozdziela on dwie różne masy powietrza w ten sposób, że chłodniejsze leży cienkim klinem pod cieplejszym. Albo napływ ciepłego powietrza nad klin chłodu (front ciepły) albo „podbijanie”
klinem chłodu warstw ciepłego powietrza (front chłodny) prowadzi do kondensacji pary wodnej w systemach chmur i zwiększenia aktywności powierzchni frontowej. Dobrze wyrażone fronty pojawiają się przy średnicy wirującego niżu rzędu 500 km fronty – w przedniej (wschodniej) części front ciepły, w tylnej (południowo-zachodniej) części front chłodny (rysunek).
Pomiędzy tymi frontami znajduje się ciepły sektor niżu, w którym na E i NE płynie ciepłe powietrze. Chłód zaś spływa w niższe szerokości w zachodniej i północno-zachodniej części niżu – tam aktywność procesów atmosferycznych jest najsilniejsza. Taki schemat powstawania układu niżowego i związanych z nim frontów jest dobrze wyrażony nad oceanem, tam w obszarze między Nową Funlandią, Grenlandią, Islandią i Szkocją powstają coraz to nowe układy niżowe, które docierają znad Atlantyku do Europy. Tu napotykają na swojej drodze nadzwyczaj urozmaiconą linię brzegową, liczne pasma gór, a dalej na wschód olbrzymie połacie suchego obszaru kontynentu Eurazji.
Przemieszczanie i zanikanie układów niżowych
Wirujące powietrze w układach niżowych i wyżowych obejmuje olbrzymie obszary szerokości umiarkowanych. Trzeba pamiętać, że przeciętny niż ma średnicę 1000-2000 km, zaś wyże są jeszcze większe - 2000-4000 km. W tylnej części niżu i przedniej wyżu powietrze chłodne z północy przemieszcza się w cieplejsze obszary, natomiast w przedniej części niżu i tylnej wyżu powietrze ciepłe płynie na północ. Ten stale trwający mechanizm wymiany ciepła powoduje zmniejszenie kontrastów termicznych między strefą podzwrotnikową a podbiegunową. Mimo ruchu wirowego w strefie umiarkowanej przeważają wiatry z kierunków zachodnich (od SW przez W do NW) i z tego powodu mówi się o zachodniej cyrkulacji strefowej. Niże w ogólnej cyrkulacji strefy umiarkowanej przemieszczają się ze składową wschodnią, przeciętnie z prędkością 30 - 40 km/h, ale obserwuje się prędkości przekraczające 100 km/h. Wtargnięcie chłodnego powietrza w tylnej części
Front chłodny
Front ciepły
Front zokludowany (okluzja)
niżu tworzy układ wyżu rozdzielającego pomiędzy dwoma niżami rodziny lub przy większej aktywności powstaje wyż zamykający, ostatni za rodziną niżów.
Do naszego kraju niże dochodzą już z rozwiniętymi systemami frontowymi, w ich dalszym przekształcaniu dochodzi do powstania frontu okluzji, gdy front chłodny dogania strefę frontu ciepłego i powietrze z wycinka ciepłego jest wypychane w wyższe warstwy atmosfery, gdzie kondensuje tworząc rozległe systemy chmur i opadów. Powierzchnie tworzące front ciepły i chłodny stopniowo, schodzą się zaczynając od centrum niżu. W wyniku tego procesu powietrze ciepłe, które do tej pory było także przy powierzchni ziemi zostaje wyparte w wyższe warstwy. Tworzy się front okluzji, w obszarze którego ciepłe powietrze dalej nasuwa się po klinie chłodnego powietrza znajdującego się przed frontem i jednocześnie wypychane jest przez klin chłodnego powietrza z tyłu frontu. Proces okludowania trwa od kilkunastu godzin do kilku dni, w jego wyniku od centrum układu niżowego odsuwa się strefa silnych kontrastów termicznych i niż traci aktywność.
Proces okludowania przedstawiony jest na kolejnych rysunkach. W początkowych fazach (A, B) front okluzji zaczyna się w centrum układu niskiego ciśnienia i wychodzi na północny zachód w stronę wyższego ciśnienia. W miarę trwania procesu okludowania front zostaje wypchnięty na peryferie układu i otacza (niekiedy spiralnie) centrum układu niskiego ciśnienia (stary niż - C). W ostatniej fazie procesu okludowania front (a właściwie strefa zachmurzenia średniego po nim pozostała) zostaje odrzucony na północ zanikającego układu niżowego, często w obszar bezgradientowy (rozpadający się niż - D).
Stałym układem cyrkulacji są serie niży, na które składa się 3 - 5 kolejno generujących się nad oceanem układów niżowych wędrujących na wschód. Każdy kolejny układ przemieszcza się torem leżącym ok. 5o szerokości bardziej na południe od poprzedzającego. Zazwyczaj jeden z niżów przemieszczając się bardziej na północ wchodzi nad suchy ląd lub lody Arktyki i traci podtrzymujący go dopływ ciepła od oceanu. W wyniku tego przestaje się przemieszczać, ale wirowanie siłą bezwładności trwa dalej. W orbitę tak utworzonego, stacjonarnego niżu wchodzą następne niże, które poruszają się na skraju poprzedniego. Poprzez kolejne "wchłonięcia" układów z zasobem nie skondensowanej pary wodnej niż stacjonarny powiększa się, kontrasty pogodowe przesuwają się na jego obrzeża a układ staje się niżem centralnym. Istotnie wpływa na pogodę nad obszarem o średnicy 3000-5000 km.
Obszarami o najczęstszym występowaniu stacjonarnych, centralnych układów niżowych są ciepłe oceany w wysokich szerokościach geograficznych. Na półkuli północnej nad Pacyfikiem tworzy się niż aleucki (na południowy-zachód od Alaski), nad Atlantykiem niż islandzki. Także w Europie niże „trzymają” się mórz, nad lądem na skutek ograniczonego dopływu pary wodnej i zwiększonego tarcia o podłoże ośrodki niżowe zanikają w ciągu 1-2 dni. Z tego powodu uprzywilejowanymi obszarami utrzymujących się w jednym miejscu przez kilka dni układów niżowych są „kąty mórz” - często w osłonie pasm gór – Morze Egejskie i Marmara, północny kraniec Adriatyku, Zatoka Lwia, Skagerrak oraz Zatoka Fińska, Botnicka i Gdańska.
Modyfikujący wpływ rozkładu lądów (a na nich wysokich łańcuchów górskich) oraz mórz i oceanów z ciepłymi lub chłodnymi prądami powoduje, że trasy układów niżowych i wyżowych
przebiegają zazwyczaj podobnie, nad terenem Europy wyróżnia się 5 torów niży, które przebiegają zazwyczaj nad oceanem i morzami zaś nad lądami zanikają. Tor IIIA oddziela się od II i prowadzi nad Morze Czarne, tor IV przechodzi brzegiem Morza Północnego i Bałtyku. Te tory rzadko występują.
Co pewien czas, w tylnej części rodziny niży lub silnego, stacjonarnego układu niżowego następuje znaczny napływ chłodnego powietrza arktycznego nad znacznie cieplejsze podłoże. W okresie ciepłym masa arktyczna szybko ogrzewa się od podłoża i zmienia się, natomiast zimą i wczesną wiosną silne wypromieniowanie w przejrzystej i na ogół bezchmurnej masie powietrza arktycznego powoduje, że powietrze stabilizuje się, układ wyżowy wzmacnia i poszerza.
Wyż staje się stacjonarny i może trwać w tym samym położeniu kilkanaście dni.
Klimatycznie częstszymi miejscami występowania takich wyży wtargnięć arktycznych jest Rosja i Skandynawia zimą oraz Anglia i Morze Norweskie wiosną. Stacjonarne układy wyżowe tworzą
"blokady wyżowe" przeciwdziałające naturalnemu przemieszczaniu się układów niżowych na wschód.
UWAGA : Przykładowe mapy położenia układów niżowych i wyżowych nie pomieściły się ze względu na ograniczenie plików do 2 MB, załączę je jako dodatkowy materiał.
MOst, 3.12.2006
