pogody w strefie ...

[ Pobierz całość w formacie PDF ]
//-->Ogólne wiadomości o kształtowaniu się pogody w strefie międzyzwrotnikowej1/6/10 6:13 PMMETEOROGIA TROPIKALNA1. Ogólne wiadomości o kształtowaniu się pogody w strefie międzyzwrotnikowej1.1.Pogody w strefie cyrkulacji passatowej1.2.Międzyzwrotnikowa strefa zbieżności (MSZ, ITCZ)1.3.Pogody w strefie cyrkulacji monsunowej1.1. Pogody w strefie cyrkulacji passatowejWarunki pogodowe występujące w strefie międzyzwrotnikowej różnią się istotnie odwarunków pogodowych występujących w strefie szerokości umiarkowanych i wysokich. Wiązesię to działaniem szeregu czynników, z których najważniejszym jest występujący w ciągu całegoroku dodatni bilans cieplny w strefie międzyzwrotnikowej. Jest on między innymi przycznąwystępowania w strefie międzyzwrotnikowej małego zróżnicowania temperatury powietrzamiędzy występującymi tam masami atmosferycznymi. To powoduje,żenie tworzą się tam frontyatmosferyczne i nie występują pogody frontalne. Dodatni bilans cieplny, poprzez istnieniemałych i bardzo małych oraz wolno znieniających się poziomych gradientów termicznych wdolnej troposferze wymusza istnienie względnie stałej cyrkulacji atmosfery, ta zaś powodujeistnienie w dolnej troposferze stałych centrów działania atmosfery, wykształconych w postaciodpowiednich układów barycznych. Położenie tych układów w krótkich odcinkach czasu (rzędugodzin i pojedyńczych dni) jest praktycznie niezmienne. Zmiany w położeniu centrów działaniaatmosfery zazanaczają się dopiero w dłuższych odcinkach czasu i praktycznie wykazują cyklroczny, nawiązując z pewnym opóźnieniem do rocznego cyklu zmian dopływu energiisłonecznej.Podstawowy układ sytuacji barycznej, jaki panuje w strefie międzyzwrotnikowej na OceanieAtlantyckim, we wschodniej iśrodkowejczęści Oceanu Spokojnego oraz leżącej na południe odrównika części Oceanu Indyjskiego określa z jednej strony istnienie stacjonarnychwyżówsubtropikalnych(podzwrotnikowych), z drugiej - strefy obniżonego ciśnienia, położonejpomiędzy wyżami subtropikalnymi leżącymi na obu półkulach. Ponieważ najniższe wartościciśnienia strefy obniżonego ciśnienia występują w strefie równikowej lub położonej bliskorównika, stąd często w literaturze strefa ta jest nazywanarównikową strefą obniżonegociśnienia.Istnienie stacjonarnych wyżów subtropiklalnych związane jest z osiadaniem w rejonieszerokości od 35 do 25° powietrza z górnych warstw troposfery. Zstępujące powietrze ogrzewasię adiabatycznie, w związku z czym masy powietrza tworząceśrodkoweczęści tych wyżów sągorące i bardzo suche. W takich warunkach brak jest możliwości rozwoju zachmurzenia, a tymsamym i wypadania opadów, natomiast promienie słoneczne mają niczym nieskrępowanydostęp do powierzchni Ziemi.Page 1 of 21Ogólne wiadomości o kształtowaniu się pogody w strefie międzyzwrotnikowej1/6/10 6:13 PMRys. 1. Pole ciśnienia nad Północnym Atlantykiem, 17 marca 2001, godz 00. Wyż subtropikalny (Wyż Azorski) owyraźnie zaznaczonej, równoleżnikowo ustawionej dłuższej osi (~25°N) z ciśnieniem w centrum > 1020 hParozciągnięty między Wyspami Kanaryjskimi a Bahamami. Równikowa bruzda obniżonego ciśnienia (słabozarysowana) ciągnie się od Ameryki Południowej (040°W, 05°S) przez Atlantyk na ENE ku wybrzeżom Afrykizajmując położenie na N od równika (zamknięte pole między 40 a 20°W, 02-05°N). Zwróć uwagę na asymetrięgradientów barycznych na N i na S od osi wyżu subtropikalnego.Page 2 of 21Ogólne wiadomości o kształtowaniu się pogody w strefie międzyzwrotnikowej1/6/10 6:13 PMRys. 2. Północny Atlantyk. 17.03.2001. 00Z. Pole wiatru nad oceanem (10 m n.p.m.). Porównaj z obrazem polaciśnienia (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 strefąobniżonego ciśnieniaBrak opadów i silna insolacja, zwiększająca poprzez silne parowanie deficyt wody w tej strefie(25-35°), powodują,żena obszarach lądowych leżących w tych szerokościach występująobszary pustyń i półpustyń.. Silna insolacja wywołuje również, w warunkach dużej suchościpodłoża (brak strat ciepła na parowanie), bardzo silne nagrzewanie się powierzchni gruntu.Ciepło to, poprzez wymianę turbulencyjną, jest przekazywane do atmosfery, co sprawia,żetemperatura powietrza jeszcze bardziej tu wzrasta, a wilgotność względna - maleje. Brak zwartejpokrywy roślinnej i silna turbulencja powodują,żedo powietrza dostają się duże ilości pyłów znie pokrytej roślinnością powierzchni gruntu, przez co zmniejsza się przezroczystość powietrza.W ten sposób bardzo szybko masy powietrza schodzące w wyżach subtropikalnych nad lądytransformują się wmasy powietrza zwrotnikowo-kontynentalnego (PZk),charakteryzujące siębardzo wysoką temperaturą, minimalną wilgotnością i złą na ogół przezroczystością (częstesilne zmętnienia).Nad obszarami morskimi sprawa się nieco komplikuje ze względu na fakt, iż wody morskie wtej strefie (zwłaszcza po jej dobiegunowej stronie) są relatywnie chłodne, znacznie chłodniejszeod osiadającego powietrza, którego temperatura jest równa lub wyższa od 26°C (wilgotnośćwzględna tego powietrza wynosi około 20% a jego temperatura punktu rosy (td) około 1.6°C nawysokości około 400 m nad poziomem morza). Masy gorącego,osiadającego powietrzaPage 3 of 21Ogólne wiadomości o kształtowaniu się pogody w strefie międzyzwrotnikowej1/6/10 6:13 PMwysokości około 400 m nad poziomem morza). Masy gorącego,osiadającego powietrzaochładzają się od powierzchni wody,w związku z czym nad powierzchnią oceanu powstajewarstwa powietrza chłodniejszego od powietrza znajdującego się wyżej. Jest towarstwainwersyjna,w której temperatura osiąga najniższe wartości przy powierzchni oceanu, anastępnie wzrasta wraz z wysokością. Jak wiadomo, istnienie warstwy inwersyjnej uniemożliwiarozwój konwekcji (prądów wstępujących) ze względu na występowanie w niej równowagiskrajnie 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 praktyczniebezgradientowe, stąd przeważają tam cisze lub występują bardzo słabe, zmienne wiatrypochodzenia termicznego. Niemniej jednak, osiadające w wyżach powietrze przemieszcza się wkierunku peryferii, zgodnie z ogólnymi prawidłami cyrkulacji powietrza w układzie wysokiegociśnienia. W peryferycznych partiach antycyklonów poziome gradienty baryczne są stosunkowosłabe, stąd też i prędkości wiatrów są tam na ogół niewielkie. O ile po stronach dobiegunowychI1 Iantycyklonów może dojść do zbliżania się do antycyklonów wędrujących niżów szerokościumiarkowanych powstałych na froncie polarnym, co powoduje gwałtowny wzrost gradientubarycznego, a tym samym i prędkości wiatru, to po dorównikowej stronie antycyklonówgradienty baryczne są niemal zawsze słabe. Gradient baryczny jest tam określony przez różnicęciśnienia atmosferycznego pomiędzy rejonem wysokiego ciśnienia panującego wewnątrzantycyklonu subtropikalnego (przeciętnie 1020-1040 hPa) a równikową strefą obniżonegociśnienia (1010-1015 hPa), która to różnica rozkłada się na odległośćśredniokilkunastu stopniszerokości geograficznej. Daje to charakterystyczne dla strefy międzyzwrotnikowej przeciętnewielkości gradientu barycznego około 0.3 do 0.8 hPa/1°.Powietrze wychodzące z układu antycyklonalnego po dorównikowej jego stronieprzemieszcza się w polu tego gradientu ku równikowej strefie obniżonego ciśnienia stopniowoprzyspieszając. Jednocześnie pod wpływem działania siły Coriolisa tor jego ruchu stopniowoodchyla się ku zachodowi, dając na półkuli północnej wiatr o przważającej składowej kierunkupółnocno-wschodniej do wschodniej, na półkuli południowej zaś wiatr o dominującym kierunkupołudniowo-wschodnim do wschodniego.W efekcie, pomiędzy dorównikowymi strefami peryferycznymi antycyklonów subtropikalnycha równikową strefą obniżonego ciśnienia wytwarza się układ stałych wiatrów. Wiatry te mająwzględnie stały kierunek (dominujące zbliżone do NE-ENE i SE-ESE) i prędkości (mieszczącesię najczęściej w granicach od 3 do 10 m/s, to jest 6 - 20 węzłów) Wiatry te noszą nazwępassatów.Takiego rodzaju cyrkulacja dolna jest tak charakterystyczna dla stref międzyzwrotnikowychOceanu Atlantyckiego, wschodniej iśrodkowejczęści Oceanu Spokojnego i położnej napołudnie od równika części Oceanu Indyjskiego,żestrefy te często określa się krótkim mianemstrefy passatów.Powyżej warstwy tarcia, w dolnej troposferze, panuje ruch powietrza zbliżony dogeostroficznego. Oprócz zwiększonej prędkości w stosunku do wiatru przywodnego zmienia sięrównież ich kierunek - biegną równolegle do izobar (izohips) - stąd na obu półkulach dominująwiatry z kierunków wschodnich.Przemieszczające się nad powierzchnią oceanów, wychodzące z wyżów subtropikalnychpowietrze passatów ulega stopniowej transformacji. Początkowo suche, wraz z przebytą nadoceanem drogą wchłania coraz to więcej pary wodnej, stając się coraz to bardziej zasobne wwilgoć. Wobec nieograniczonych zasobów wody w oceanie proces wzbogacania tego powietrzaw parę wodną jest bardzo szybki i po osiągnięciu wilgotności względnej bliskiej70-75%powietrze to staje się typowąmasą powietrza zwrotnikowego morskiego (PZm);ciepłego,wilgotnego, o dobrej na ogół przezroczystości. Zmiany powietrza passatowego zależą jednak odPage 4 of 21Ogólne wiadomości o kształtowaniu się pogody w strefie międzyzwrotnikowej1/6/10 6:13 PMwilgotnego, o dobrej na ogół przezroczystości. Zmiany powietrza passatowego zależą jednak odzmiany temperatury podłoża, którym tutaj są wody oceaniczne. Wraz z przechodzeniem nadcoraz to cieplejszą wodę powietrze passatowe staje się również coraz cieplejsze i corazbardziej wilgotne. W efekcie zachodzących procesów transformacji masy PZm w passatachdochodzi do kilku procesów jednocześnie, przy czym mają one zasadnicze znaczenie dlakształtowania się warunków pogodowych w strefie passatów.W dolnej, przywodnej warstwie powietrza wychodzącego z wyżów subtropikalnych, jak jużwspomniano, istnieje warstwa inwersyjna. Trwałość tej warstwy jest bardzo duża. Wraz zprzemieszczającymi się masami powietrza w strefie passatów przemieszcza się również i tawarstwa, zwana dalejwarstwą inwersji passatowej.Jej górną granicę wyznacza załamaniekrzywej temperatury, konkretnie załom, na którym wraz ze wrostem wysokości temperaturaprzestaje rosnąć a zaczyna ponownie spadać. Wysokość górnej granicy inwersji passatowej wpobliżu granic antycyklonów jest stosunkowo mała. Na Atlantyku na przykład minimalnawysokość inwersji passatowej (w ujęciu klimatycznym, czyliśrednimwieloletnim) jest niższa odokoło 400-500 m (na N od równika, w rejonie określonym współrzędnymi 19°N, 020°W, na S odrównika - około 20°S, 011°E), podobnie nisko leży poziom inwersji przy wybrzeżach Kaliforni naPacyfiku. W takich warunkach rozwój zachmurzenia nie jest możliwy.Stopniowe ogrzewanie się powietrza od dołu wykształca w dolnej warstwie powietrza inwersjipassatowej normalny układ termiczny, to jest spadek temperatury wraz z wysokością. Powodujeto podnoszenie się warstwy inwersji passatowej proporcjonalnie do zwiększania grubościwarstwy ogrzanego nad wodą powietrza. Jednocześnie wraz z ogrzewaniem się tegoprzywodnego powietrza rośnie, wobec silnego parowania z powierzchni oceanu również i jegowilgotność względna. W wyniku współdzialania obu tych procesów rośnie stopniowo chwiejnośćmas powietrza passatowego, czyli zdolność do rozwijania się w nim ruchów pionowych. Wzrostchwiejności, powodujący wzrost konwekcji w warstwie przywodnej, wymusza z koleiprzenoszenie ciepła do wyższych poziomów warstwy pod inwersją passatową a tym samymprzyspiesza podnoszenie się poziomu inwersji passatowej. W momecie, gdy miąższość warstwyprzywodnego powietrza leżącego pod poziomem inwersji passatowej wzrośnie na tyle,żewznoszące się w prądach konwekcyjnych powietrze może (w wyniku ochładzania po adiabaciesuchej) osiągnąć temperaturę punktu rosy, rozpoczyna się tworzenie się chmur konwekcyjnych.Początkowo są to plackowate, spłaszczone cumulusy dobrej pogody - Cu hum. (Cumulushumilis). Dalszy rozwój prądów konwekcyjnych jest hamowany przez występowanie warstwyinwersji passatowej (w obrębie której występuje równowaga skrajnie stała i występowanieruchów pionowych nie jest możliwe). Wraz z dalszą transformacją mas powietrza PZm, a więcpo przebyciu przez powietrze passatów dłuższej drogi nad oceanem, poziom inwersjipassatowej podnosi się na tyle,żeistnieje już możliwość tworzenia sięśredniowypiętrzonychchmur kłębiastych - Cu med. -> Cu con. (Cumulus congestus), których dalszy rozwój w pioniejest hamowany przez występującą warstwę inwersji passatowej. W miarę wzrostu chwiejności ipodnoszenia się poziomu inwersji passatowej dochodzi najpierw sporadycznie, potem corazczęściej, do tego,żerozwijające się gwałtownie prądy wstępujące, związane z tworzeniem sięchmur o budowie pionowej (równowaga skrajnie chwiejna), są w stanie przebić warstwę inwersjipassatowej 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, likwidującuporządkowaną strukturę termiczną, tworzącą inwersję passatową.W rejonach, w których masy powietrza passatowego przy powierzchni oceanu osiągnęłytemperaturę28°Club wyższą iwilgotność względną około 86-95%,występuje jużpowietrzerównikowe (PR).Masy powietrza zwrotnikowo-morskiego, pobierając ciepło i wilgoć z oceanu,uległy całkowitemu przetransformowaniu w powietrze równikowe. Ponieważ w takich rejonachPage 5 of 21 [ Pobierz całość w formacie PDF ]

zanotowane.pl

doc.pisz.pl

pdf.pisz.pl

fotocafe.xlx.pl