Pogody wewnątrzmasowe.teor.doc

Pogody wewnątrzmasowe

Wstęp

Wszystkie występujące pogody, z punktu widzenia klasyfikacji według cech ich kształtowania się, możemy podzielić na dwie kategorie:
1. pogody frontalne,
2. pogody wewnątrzmasowe.

Procesy pogodowe w pogodach frontalnych warunkowane są przez procesy dynamiczne zachodzące w strefach frontalnych. Jak można natychmiast się domyślić, pogody stref frontalnych tworzą się w strefie styku dwu mas powietrza o różnych właściwościach termodynamicznych. W pogodach frontalnych charakter pogody uzależniony jest od rodzaju frontu, jego dynamiki oraz położenia obszaru zainteresowania [ 1 ] względem położenia aktualnej linii frontu oraz kierunku i prędkości jego przemieszczania się. Na mapach analiz linie frontów są oznaczone, stąd, znając budowę frontów i oceniając ich aktywność, stosunkowo łatwo można zinterpretować w tym względzie mapę synoptyczną (oczywiście pod waruniem, że zna się zasadnicze schematy opisu pogód na poszczególnych rodzajach frontów).

Procesy pogodowe w pogodach wewnątrzmasowych "rozgrywają się" wewnątrz danej, jednej i tej samej masy powietrza. Ich wykształcenie zależy od właściwości masy atmosferycznej oraz od charakteru interakcji między masą atmosferyczną a podłożem. Dla nas podłożem jest powierzchnia morza (oceanu).
Pogody wewnątrzmasowe występują nad tymi obszarami, na których na mapie synoptycznej wykreślone są tylko izobary, brak innych oznaczeń (np. frontów). Przykładowo, na mapie analizy z szerokości umiarkowanych (patrz ryc. 1; poniżej) oznaczono trzy obszary; A, B, i C, w obrębie których nie ma oznaczonych frontów atmosferycznych. Aby określić jaka pogoda tam występuje należy na każdym z nich przeprowadzić analizę panujących tam warunków i na tej podstawie określić rodzaj pogody wewnątrzmasowej.

Pogody wewnątrzmasowe stanowią zdecydowaną większość występujących pogód, a w szerokościach międzyzwrotnikowych są jedynymi rodzajami pogód tam występujących . W szerokościach międzyzwrotnikowych masy powietrza są ciepłe, poziome gradienty termiczne bardzo małe, procesy frontogenezy tam nie występują. W związku z tym brak tam również frontów atmosferycznych i związanych z nimi pogód frontalnych.  Procesy dynamiczne odgrywają pewną rolę w kształtowaniu pogód w liniach szkwałów i falach wschodnich, jednak występujące tam pogody nie mają one nic wspólnego z pogodami frontalnymi.
Do interpretacji pogody wewnątrzmasowej z map[y synoptycznej wykorzystuje się całą wiedzę z zakresu meteorologii ogólnej i synoptycznej. Dla zrozumienia przedstawionego dalej materiału wymagana jest znajomość całości problematyki z zakresu meteorologii ogólnej (elementy meteorologiczne i związki między nimi, procesy, etc...)

Ryc. 1. Fragment mapy analizy (wyd. MetOffice; Bracknell z dnia 14 maja 2006 roku, godziny 12 UTC, na której zaznaczono trzy przykładowe obszary (A - Morze Norweskie, B - SW Bałtyk, C - akwen na SE od Nowej Fundlandii), nad którymi, dla określenia charakteru pogody należy przeprowadzić analiżę  pogody wewnątrzmasowej. Obszar C jest wyznaczony wadliwie - jest zbyt duży, aby w jednoznaczny sposób określić typ pogody wewnątrzmasowej występującej nad nim. Inne będzie wykształcenie pogody nad jego północną i środkową częścia, od pogody występującej nad jego południową częścią. Po zapoznaniu się z materiałem przedstawionym niżej postaraj się znależć uzasadnienie, co jest tego przyczną.

Schemat działań zmierzających do określenia rodzaju pogody wewnątrzmasowej

Analizę waunków panujących nad danym obszarem, której celem jest określenie rodzaju występującej tam pogody wewnątrzmasowej przeprowadza się według odpowiedniego schematu (algorytmu działań). Kolejność działań musi być tu ściśle przestrzegana. Początek analizy pogody wewnątrzmasowej powinien być poprzedzony określeniem kierunku i prędkości wiatru nad obszarem zainteresowania. Przedstawiony dalej zakres działań jest maksymalnie uproszczony i możliwy do przeprowadzenia na statku bez dodatkowych informacji z zewnątrz. Również podana dalej interpretacja warunków pogodowych stanowi daleko idące uproszczenia.

Krok 1. Określamy rodzaj masy atmosferycznej, jaka występuje nad obszarem zainteresowania, uwzględniając stopień jej transformacji, nazywamy masę "z imienia i nazwiska". Uwzględniamy tu również porę roku. Kojarzymy właściwości masy (temperatura, zasób pary wodnej w masie, wilgotność względną, przezroczystość, ...). Przeprowadzamy działania kroku 1 zgodnie z zasobem wiadomości przedstawionym w rozdziale "Masy atmosferyczne" oraz "Identyfikacja mas atmosferycznych na mapach synoptycznych i określenie stopnia ich transformacji"

Przykład do kroku 1. Interesuje nas, jaka masa atmosferyczna i o jakich przybliżonych właściwościach występuje nad obszarem A (Morze Norweskie) na ryc. 1. Kierując się "pod wiatr" geostroficzny widzimy, że napływa nad Morze Norweskie powietrze z "wysokiej" Arktyki, znad pokrytych lodem powierzchni Morza Arktycznego. Jest to pierwotnie masa PAk (Powietrza Arktyczno-kontynentalnego). Powietrze to szybko (zwróć uwagę na gradient baryczny) przemieszcza się nad niepokrytymi lodem morskim powierzchniami południowej części Morza Barentsa i północnej części Morza Norweskiego, których temperatura (tw) jest znacznie wyższa od temperatury powietrza (tp). Duże różnice (tw - tp) mówią o intensywnej transformacji, dość duża szybkość przepływu wyjaśnia, że nie wystarcza czasu na to, aby transformacja była pełna. Dochodzimy do wniosku, że najbardziej prawdopodobnym jest, że nad obszarem A występuje masa zbliżona swoimi właściwościami do masy PAm (Powietrza Arktyczno-morskiego) o tp około 0°C (±3°C), wilgotności względnej około 80%, czyli jak na tę temperaturę powietrza, o dość dużym zasobie pary wodnej, bardzo dobrej lub doskonałej przezroczystości powietrza.
Z tego etapu analizy możemy już wywnioskować, że nad obszarem A w danym momencie doszło do ochłodzenia; jest znacznie zimniej, niż powinno być o tej porze roku (wiosna; połowa maja).

Krok 2. Określamy, jak kształtują się różnice temperatury między woda (tw) a powietrzem (tp) i identyfikujemy dalszą gałąź analizy (A lub B),  (sprowadza się to do tego, że określamy, czy woda jest cieplejsza od powietrza [Tw > Tp; gałąź A], czy chłodniejsza od powietrza [Tw < Tp; gałąź B]). Oceniamy (orientacyjnie) jakie są różnice temperatury między wodą a powietrzem

W momencie identyfikacji gałęzi, konsekwetnie prowadzimy analizę według jej ciągu dalszego (tylko A lub tylko B)
Dla prawidłowej realizacji kroku 2 potrzebna jest nam  wiedza o rozkładzie przestrzennym temperatury powierzchni morza (oceanu: patrz materiały z oceanografii; pomiar SST, laborki z oceanografii), sezonowych zmianach SST na poszczególnych akwenach, własne wyniki pomiarów SST wykonanych do "obsów" lub mapa fax przedstawiająca wartości SST na danym akwenie.

Przykład do kroku 2. Posługujemy się dalej przykładem obszaru A. Wiemy, że SST na obszarze Prądu Norweskiego w tym rejonie waha się przeciętnie od około 12-13°C w końcowym okresie letniego nagrzewania (sierpień,wrzesień) do 7-8°C w końcowym okresie zimowego wychładzania (marzec). Zmiany sezonowe SST są tu niewielkie. Możemy przyjąć, że w maju SST nie będzie wyższa niż 9°C. Przy około-zerowej wartości temperatury powietrza, temperatura wody będzie znacznie wyższa od temperatury powietrza. Tu różnicę (tw-tp) możemy ocenić na około 8-9°C. Wybieramy dalszą analizę według gałęzi A (patrz tabela powyżej)

Komentarz do kroku 2.
Charakter różnicy temperatury wody i powietrza determinuje zasadniczy charakter procesów pogodowych.

W przypadku, gdy woda jest cieplejsza od powietrza (Tw > Tp; gałąź A), strumień ciepła skierowany jest z oceanu do atmosfery. Powietrze ogrzewa się od powierzchni wody, jego objętość wzrasta, gęstość maleje. Wzrost temperatury powietrza w warstwie przywodnej pociąga za sobą wzrost pionowego gradientu termicznego (z reguły znacznie powyżej 1°C/100 m).  W warstwie przywodnej występują warunki dla wystąpienia równowagi chwiejnej. "Bąble" ogrzanego od wody powietrza odrywają się od powierzchni i unoszą do góry, czyli rozwija się konwekcja. W powietrzu występują silne pionowe ruchy .gęstościowe - występują ruchy skierowane w górę (ciepłe powietrze) i kompensujące ruchy powietrza w dół (chłodne powietrze)  Dodatkowo szybki wzrost temperatury powietrza przy powierzchni wody pociąga za sobą wzrost niedosytu wilgotności, co z kolei przyspiesza parowanie z powierzchni wody. Powietrze wzbogaca się w parę wodną, energia utajonego ciepła parowania pobierana jest z powierzchni oceanu (morza).
Pobór ciepła jawnego i utajonego ciepła parowania z powierzchni wody czyni, że jej temperatura się obniża - rośnie zatem gęstość wody na powierzchni, stając się większa od gęstości wody leżącej niżej. Taki stan pionowego rozkładu gęstości w wodzie odpowiada wystąpieniu równowagi chwiejnej. Wychłodzona, o większej gęstości woda "tonie", na jej miejsce konwekcja wynosi wodę o większym zasobie ciepła (wyższej temperaturze).
W rezultacie konwekcji działajałącej w powietrzu i w wodach, na granicy rozdziału  ( w warstwie granicznej) woda-powietrze utrzymuje się stale duża delta t (różnica tw-tp), co pociąga za sobą bardzo sprawny przekaz (przepływ) ciepła z oceanu do atmosfery. Polaryzacja warstwy granicznej jest ustawiona w kierunku przewodzenia (stosując analogię do diody półprzewodnikowej). Ciepło pobrane z powierzchniu morza staje się źródłem energii dla ruchów pionowych w powietrzu (konwekcji), tworzy się pogoda konwekcyjna. Wzrost temperatury powietrza w warstwie przywodnej na ogół uniemożliwia kondensację pary wodnej [ 2 ].

W przypadku, gdy woda jest chłodniejsza od powietrza (Tw < Tp; gałąź B) strumień ciepła skierowany jest początkowo od powietrza do powierzchni wody. Wobec dużej różnicy ciepła właściwego i bardzo dużej różnicy gęstości powietrza i wody [patrz odnośnik A], w przywodnej warstwie powietrza szybko dochodzi do spadku temperatury; najsilniejszy spadek temperatury zaznacza się na granicy woda-powietrze, im wyżej, tym spadek temperatury powietrza jest mniejszy. Powietrze o największej gęstości (najsilniej wychłodzone) zalega najniżej, powietrze o stopniowo malejącej gęstości odpowiednio wyżej. Wykształca się tym samym w przywodnej warstwie powietrza inwersja temperatury. Przy istnieniu inwersji termicznej wykształca się w powietrzu równowaga skrajnie stała (skrajnie stateczna), w której pionowe ruchy powietrza stają się niemożliwe. W takich warunkach konwekcja jest wykluczona. Temperatura wody nie wzrasta w istotny sposób w rezultacie przepływu ciepła z powietrza do wody, nawet przy umiarkowanej turbulencji. W rezultacie spadku temperatury powietrza delta t (różnica tw-tp) w warstwie granicznej spada do zera i przepływ ciepła z powietrza do wody ustaje. Gdyby, w warunkach zwiększonej turbulencji doszło do silniejszego przepływu ciepła z powietrza do wody, i (zakładając, że) temperatura wody by wzrosła, jej gęstość będzie się zmniejszała i w wodzie utrwali się silna stabilność hydrostatyczna (odpowiednik rownowagi skrajnie stałej w powietrzu), co również doprowadzi do szybkiego osiągnięcia przez deltę t zerowej wartości i do ustania przepływu ciepła z powietrza do wody.
W efekcie ochłodzenia warstwy przywodnej, przepływ ciepła z powietrza do powierzchni morza bardzo szybko ustaje. Ustala się zaporowa polaryzacja warstwy granicznej (stosując analogię do diody półprzewodnikowej), ruchy pionowe powietrza w warstwie nadwodnej stają się niemożliwe.
Jeśli w rezultacie początkowego przepływu ciepła z powietrza do wody temperatura powietrza w warstwie przywodnej spadnie do wartości niższej od temperatury punktu rosy tego powietrza, dojdzie tam do procesów kondensacji pary wodnej. 

Krok 3. W tym kroku zadajemy sobie pytanie, jakie są w powietrzu zasoby pary wodnej i jaka jest jego wilgotność względna. Mimo, że oba pytania dotyczą zawartości pary wodnej w powietrzu, pamiętajmy o tym, że przy takiej samej wilgotności względnej zasób pary wodnej w powietrzu może być skrajnie różny, a przy takiej samej prężności pary w powietrzu (e) może być różna wilgotność względna  (patrz rozdział "Wilgotność powietrza, miary, jednostki").  Wszystkie możliwe przypadki kwantyfikujemy umownie do 3 postaci:

W zależności właściwości higrycznych masy, przypisujemy jej przynależność do określonego typu właściwości higrycznych (1, 2a, 2b lub 3).

Przykład do kroku 3. Posłużymy się dalej obszarem A z ryc. 1. (Morze Norweskie). Ustaliliśmy, że nad obszar naszego zainteresowania napływa powietrze o cechach PAm. Wiemy, że typową dla mas morskich jest wilgotność względna 80-85%. Przy temperaturze powietrza ~0°C, prężność maksymalna pary wodnej w powietrzu wynosi około 6 hPa (dokładnie: 6.11 hPa; patrz link), oznacza to, że przy takiej wilgotności względnej prężność aktualna wynosi około 4.8 hPa. Temperatura punktu rosy (td) takiego powietrza będzie około -3°C.
Wilgotność względna napływającego powietrza z całą pewnością jest duża, zasób pary wodnej może być uznany co najwyżej jako umiarkowany. Uznając prymat wilgotności nad zasobem pary wodnej, zaliczymy ten przypadek do typu 2a.
Lączne analiza sytuacji na obszarze A w kroku 2 i 3 pozwala na umowne zapisanie go jako A2a. Zapis ten stanowi cechę czysto formalną, według takiego zapisu dalej omawiane będą cechy pogody, jakie wykształcać się będą w określonych kombinacjach stosunku temperatury wody do temperatury powietrza i właściwości termohigrycznych powietrza, stanowiących, ostatni 4 krok analizy.

Krok 4. Określenie charakteru pogody wewnątrzmasowej
Omawianie pogód wewnątrzmasowych odbędzie się w porządku według gałęzi i typu właściwości higrycznych masy atmosferycznej

Przypadki pogód wewnątrzmasowych według  kombinacji  gałęzi (A, B) oraz typów (1, 2, 3) i podtypów (a, b)

Przypadek A1 (woda cieplejsza od powietrza, masa bogata w parę wodną i o dużej wilgotności względnej; bardzo silna konwekcja połączona z silnym rozwojem chmur pionowych)

Wykształcenie elementów opisujących stan pogody wewnątrzmasowej:
temperatura powietrza - ochłodzenie, stosownie do temperatury powietrza w masie,
zachmurzenie - zmienne (N szybko zmienia się w granicach od 4 do 8 i odwrotnie), dominacja silnie wypiętrzonych chmur Cu (Cu med., Cu con.), możliwe Cb,
prawdopodobieństwo występowania opadów - duże, silnych i gwałtownych opadów przelotnych; w przejściowych porach roku i zimą opadów gwałtownego śniegu i krupy często tworzących zadymki, latem - przelotnych, na ogół o dużym nateżeniu deszczy,
widzialność pozioma - w strefach opadów silnie zmniejszona, w przypadku opadów śniegu ograniczona do kilku (niekiedy nawet 1-2) kabli, poza strefami opadów zależna od przezroczystości powietrza w masie (na ogół doskonała lub bardzo dobra w masie PAm i PPm, bardzo dobra do dobrej w masie PZm)
inne zjawiska pogodowe - silny wzrost porywistości wiatru i występowanie szkwałów w szerokościach umiarkowanych i wysokich, możliwość wystąpienia burz (za wyjątkiem szerokości większych od 67°N i 55°S), w czasie burz zmiany kierunku i prędkości wiatru w stosunku do wiatru obliczonego z pola ciśnienia (okresami wiatry bardzo silne, z kierunków zmiennych).

Komentarz do przypadku A1.
W przypadku, gdy wilgotność względna powietrza jest duża (80 i więcej %), rożnica między temperaturą powietrza a jego temperaturą punktu rosy jest niewielka (zazwyczaj 3-4°C). W takich warunkach wznoszące się powietrze (ochładzanie po adiabacie suchej),  już na wysokości 300-500 m osiąga temperaturę punktu rosy i rozpoczynają się w nim procesy kondensacji. Od poziomu kondensacji wznoszące się powietrze ochładza się dalej po adiabacie wilgotnej, równowaga z chwiejnej "przeskakuje" na równowagę skrajnie chwiejną - proces wznoszenia się powietrza ulega gwałtownemu przyspieszeniu. Ponieważ w powietrzu jest duży zasób pary wodnej, starcza "budulca" na silną rozbudowę chmur w pionie i energii (ciepło kondensacji) na podtrzymywanie ruchów wznoszących do dużych wysokości. Tworzą się chmury Cu con., mogą tworzyć się chmury Cb. Z chmurami tymi związane są opady przelotne o dużym (niekiedy bardzo dużym; np. w tropikach) natężeniu. Rodzaj opadów (ciekłe, stałe) zależy w szerokościach umiarkowanych i wysokich od wysokości położenia.izotermy zerowej, ta jest zależna od szerokości geograficznej i pory roku. Pamiętamy, że w przypadku występowania chmur Cb mogą wystąpić burze, z chmurami takimi związane jest rownież wystąpienie szkwałów. W każdym przypadku, gdy chłodniejsze powietrze przepływa nad cieplejszą od niego wodą współczynnik tarcia maleje (patrz link) w związku z czym prędkość wiatru i jego porywistość rosną.
Taka pogoda jest typowa dla szybkiego i silnego napływu mas powietrza z wysokich szerokości w niskie (silna cyrkulacja południkowa).

Przypadek A2a  (woda cieplejsza od powietrza, zasób pary wodnej umiarkowany, wilgotność względna powietrza duża; silna konwekcja o ograniczonych rozmiarach w pionie; umiarkowany rozwój chmur pionowych)

Wykształcenie elementów opisujących stan pogody wewnątrzmasowej:
temperatura powietrza - ochłodzenie, stosownie do temperatury powietrza w masie,
zachmurzenie - duże (N = 6-7) do całkowitego (N = 8), dominują chmury Cu med. i Sc (Stratocumulus).
prawdopodobieństwo występowania opadów - niewielkie, nieco większe zimą niż latem. Jeśli wystąpi opad, będzie on miał charakter przelotny, zimą mogą wystąpić opady śniegu ziarnistego lub krupy, rzadziej śniegu, latem krótkotrwałe deszcze średniokropliste o niewielkim natężeniu,
widzialność pozioma - na ogół dobra do bardzo dobrej, w strefach opadów (jeśli wystąpią) obniżona. Ze względu na duże lub całkowite zachmurzenie powierzchnia morza słabiej oświetlona, niewielkie kontrasty barw,
inne zjawiska pogodowe - wzrost porywistości wiatru. W przypadku wystąpienia Cu med., dość często obserwuje się występowanie virgo pod chmurami.

Komentarz do przypadku A2a
Przebieg procesów konwekcji jest tu bardzo podobny do przypadku A1. Poziom kondensacji leży niezbyt wysoko (duża wilgotność względna), jednak ze względu na mniejszy zasób pary wodnej w powietrzu chmury nie rozbudowują się silnie w pionie. Powstaje duża ilość chmur Cu stopniowo pokrywająca niebo, gdy zaczynają się łączyć podstawami, przekształcają się w Sc cumulogenitus. W tym przypadku zachmurzenie jest duże, z niewielkimi "oknami" (N = 6-7), często całkowite (N=8). Jak wiadomo (patrz link), chmury Sc dają opady bardzo "niechętnie", stąd też prawdopodobieństwo wystąpienia opadów w tym typie pogody jest niewielkie. Jeśli wystąpią opady, są one krótkotrwałe (przelotne) i niezbyt intensywne. Wystąpienie opadów jest związane z silniej wypiętrzonymi chmurami Cu "tkwiącymi" w masie słabiej rozbudowanych w pionie chmur Cu. Pozostałe cechy tego typu pogody komentarzy nie wymagają.
Opisany typ pogody wewnątrzmasowej jest bardzo pospolity nad morzem i często cechuje się bardzo dużą trwałością występowania nad danym rejonem (rzędu kilku do niekiedy nawet ponad dziesięciu dób dni bez przerwy).

Przypadek A2b (woda cieplejsza od powietrza, zasób pary wodnej umiarkowany lub mały, wilgotność względna powietrza umiarkowana; konwekcja o ograniczonych rozmiarach w pionie).

Wykształcenie elementów opisujących stan pogody wewnątrzmasowej:
temperatura powietrza - ochłodzenie, stosownie do temperatury powietrza w masie, wyraźny wzrost temperatury w dzień, spadek w nocy (zwiększona dobowa amplituda temperatury powietrza)
zachmurzenie - umiarkowane (N = 3-5, przeciętnie około 4), dominują chmury Cu hum. i Cu med.
prawdopodobieństwo występowania opadów - niezmiernie małe, najbardziej prawdopodobny brak opadów,
widzialność pozioma - określona przez przezroczystość powietrza w masie, na ogół bardzo dobra,
inne zjawiska pogodowe - wzrost porywistości wiatru w dzień, zmniejszenie się porywistości i prędkości wiatru w nocy.

Komentarz do przypadku A2b.
Występuje tu silna konwekcja, ale ze względu na umiarkowaną wilgotność względna, poziom kondensacji leży wysoko (~800 i więcej metrów). Tylko niektóre z prądów wstępujących osiągną taką wysokość i wtedy dojdzie do utworzenia się chmur. Ze względu na umiarkowany lub mały zasób pary wodnej w powietrzu, chmury te nie będą się silniej rozbudowywać w pionie. Chmury Cu hum. nie dają nigdy opadów, chmury Cu med. wyjątkowo rzadko dają opady dochodzące do powierzchni morza (faktycznie tylko wtedy, gdy przekształcają się w Cu con., dzieje się tak zazwyczaj w chłodnej porze roku, ale opad rzadko osiąga powierzchnię morza). W takich warunkach powierzchnia morza jest dobrze oświetlona, odbieramy taką pogodę jako "słoneczną".  Dopływ energii słonecznej w dzień i wyromieniowanie nocą zwiększa rozpiętość dobowych wahań przebiegu temperatury powietrza.
Ten typ pogody wewnątrzmasowej bardzo często występuje nad morzem, jest to jedna z najpospoliciej występujących pogód wewnątrzmasowych.

...