Jesienno-zimowe zgniłe układy wysokiego ciśnienia.
17.11.2022
Opracował: dr Grzegorz Duniec, CMM IMGW-PIB
Układ wysokiego ciśnienia (zwany wyżem lub antycyklonem) jest to obszar objęty układem zamkniętych izobar z ciśnieniem rosnącym do centrum. W centrum układu wyżowego ciśnienie osiąga wartość największą.
Układ wysokiego ciśnienia
Ciśnienie atmosferyczne jest wielkością skalarną. Każdemu punktowi atmosfery można przypisać wartość ciśnienia. W przestrzeni można wyodrębnić zbiór punktów mających taką samą wartość ciśnienia tworzących w przestrzeni powierzchnię, którą nazywamy powierzchnią izobaryczną, czyli powierzchnią stałego ciśnienia. Powierzchnie izobaryczne mogą przecinać się z powierzchnią Ziemi. Efektem przecięcia jest linia jednakowego ciśnienia, czyli izobary. Nazwa poszczególnych układów barycznych pochodzi od kształtu powierzchni izobarycznych w przestrzeni. Kiedy powierzchni izobaryczna przyjmuje kształt wygiętego do dołu lejka, to w wyniku przecięcia zbioru takich powierzchni izobarycznych z powierzchnią Ziemi otrzymamy zbiór izobar zamkniętych z ciśnieniem malejącym do środka. Taki układ baryczny nazywany jest niżem. Kiedy powierzchnie izobaryczne przyjmą kształt wygiętych ku górze kopuł, to w wyniku przecięcia zbioru takich powierzchni z powierzchnią Ziemi otrzymuje się zbiór zamkniętych izobar z ciśnienie rosnącym ku centrum i taki układ baryczny nazywamy wyżem. Kiedy powierzchnie izobaryczne przyjmują w przybliżeniu kształt siodła końskiego to w wyniku przecięcia z powierzchnią Ziemi powierzchni izobarycznych, otrzymamy zbiór izobar przyjmuje charakterystyczny kształt, a wyże i niże rozmieszczone są w postaci szachownicy. Taki układ baryczny nazywamy siodłem barycznym.
Przekrój pionowy przez układ powierzchni izobarycznych w wyżu i niżu.
Źródło: Zofia Kaczorowska, Pogoda i Klimat, wydanie II poprawione, wyd. WSiP, Warszawa 1986.
Często układy wysokiego ciśnienia nazywane są antycyklonem, który określa nie tyle kształt pola barycznego co charakter wirowej cyrkulacji atmosfery [4]. Na mapach synoptycznych synoptyk po wykreśleniu izobar dokonuje identyfikacji układów barycznych na podstawie kształtu pola ciśnienia. Centrum wyżu oznaczone jest przy pomocy majuskuły “W“.
Źródło: IMGW-PIB Wrocław.
Gradient ciśnienie jest skierowany od centrum wyżu ku peryferiom. Na poruszające się cząstki powietrza w układzie wysokiego ciśnienia działa kilka sił, a mianowicie: siła gradientu ciśnienia, siła Coriolisa oraz siła tarcia występująca w dolnej warstwie troposfery.
Źródło: Zofia Kaczorowska, Pogoda i Klimat, wydanie II poprawione, wyd. WSiP, Warszawa 1986.
W wynika działania tych sił na powietrze, jego cząstki poruszają się po torze spiralnym, rozbiegając się z centrum (centrum wyżu jest tzw. punktem rozbieżności lub inaczej punktem dywergencji).
Źródło: Zofia Kaczorowska, Pogoda i Klimat, wydanie II poprawione, wyd. WSiP, Warszawa 1986.
Na półkuli północnej cząsteczki powietrza poruszają się po spiralach w kierunku zgodnym z ruchem wskazówek zegara, zaś na półkuli południowej w kierunku przeciwnym do ruchu wskazówek zegara [1].
Linie prądu w wyżu na półkuli północnej (lewy) i półkuli południowej (prawy). Źródło: Zofia Kaczorowska, Pogoda i Klimat, wydanie II poprawione, wyd. WSiP, Warszawa 1986.
Rozbieżność prądów powietrza powoduje, że następuje odpływ mas powietrza w dolnych warstwach atmosfery. Ubytek rekompensowany jest masą powietrza zalegającą powyżej, która zaczyna poruszać się w kierunku ziemi, inicjowane są w ten sposób prądy zstępujące powietrza. Osiadające powietrze ulega sprężeniu adiabatycznemu w wyniku którego następuje ogrzanie zstępujących mas powietrza. Przy czym warstwy powietrza zalegające wyżej ogrzewają się bardziej w porównaniu z warstwą powietrza zalegającego niżej. To prowadzi do powstania inwersji osiadania. W obszarze inwersji występuje stała stratyfikacja i ona hamuje wszelkie ruchy powietrza [2,3]. Inwersja osiadania na ogół obejmuje znaczne obszary rozmiarami porównywalnymi do wielkości samych antycyklonów. Wysokość inwersji osiadania nie jest jednakowa w całym obszarze. W rejonach centralnych wyżu prądy są najintensywniejsze co prowadzi do największego obniżenia warstwy inwersyjnej, a więc w rejonach centralnych wysokość jest najniższa. W miarę oddalania się od centrum wysokość wzrasta.
Źródło. Piotr Szewczak, Meteorologia dla pilota samolotowego, wyd. AVIA-TEST, Poznań, 2010.
Wzrastająca temperatura powietrza opadającego, przy stałej zawartości pary wodnej powoduje, że powietrze staje się coraz bardzie nienasycone, suchsze. Kropelki wody zaczynają parować, zaś w wypadku kryształków lodu (w wypadku chmur lodowych lub mieszanych) zaczynają sublimować. Rozpoczyna się destrukcja górnych rejonów chmur. Kiedy inwersja osiadania obniży się poniżej poziomu kondensacji następuje całkowity zanik chmury [6].
Typową charakterystyczną pogodą w obszarach centralnych w antycyklonie jest pogoda bezchmurna lub na niebie mogą pojawić się chmury Cumulus humilis. Na obrzeżach wyżu warunki pogodowe są przedłużeniem warunków meteorologicznych panujących w układach barycznych sąsiadujących z wyżem.
Na przykład zachodni skrajny obszar wyżu może sąsiadować z układem niskiego ciśnienia [2,10].
Źródło. Piotr Szewczak, Meteorologia dla pilota samolotowego, wyd. AVIA-TEST, Poznań, 2010.
Na ten obszar układu wysokiego ciśnienia częściowo wpływa front ciepły związany z układem niskiego ciśnienia. Zatem możemy spodziewać się zachmurzenie piętra wysokiego typu Cirrus, Cirrostratus. Możliwe są także chmury piętra średniego typu Altostratus. W chłodnej okresie mogą w tym sektorze występować chmury Stratocumulus i/lub Stratus. Jeżeli sektor sąsiaduje z cyklonem znajdującym się w fazie okludowania na ten obszar wpływ wywiera front okluzji. Wówczas zachmurzenie w tym rejonie związane jest z górnymi frontami atmosferycznymi. Niekiedy można zaobserwować słabe opady śniegu. Strefy opadu poruszają się wzdłuż izobar, zgodnie z ruchem wskazówek zegara i podlegają zmianom.
Struktura zachmurzenia frontu ciepłego. Źródło: A. S. Zwieriew. Meteorologia synoptyczna, Wyd. Komunikacji i Łączności, 1965.
Struktura zachmurzenia frontu okluzji o charakterze frontu ciepłego. Źródło: A. S. Zwieriew. Meteorologia synoptyczna, Wyd. Komunikacji i Łączności, 1965.
Struktura zachmurzenia frontu okluzji o charakterze frontu chłodnego. Źródło: A. S. Zwieriew. Meteorologia synoptyczna, Wyd. Komunikacji i Łączności, 1965.
W wypadku antycyklonu stacjonarnego, który stał się układem antycyklonalnym blokującym, wówczas następuje wzrost gradientu ciśnienia i temperatury. Skutkuje to powstaniem silnych wiatrów w tym sektorze wyżu.
W okresie letnim w zachodnim sektorze mogą powstawać chmury Cumulus humilis. Chmury kłębiaste nie mają możliwości rozwoju ze względu na występowanie chmur piętra wysokiego lub/i średniego, które powodują tłumienie konwekcji. W okresie letnim, przy wysokiej temperaturze i bardzo dużej wilgotności mogą rozwijać się chmury Cumulonimbus i mogą występować burze.
Warunki meteorologiczne występujące w obrębie antycyklonu zależą od pory roku, od właściwości i rodzaju podłoża, od rejonu geograficznego, rodzaju mas powietrza i ich właściwości fizycznych. Jak już wspomniano wyżej pogoda zależeć będzie także od stadium rozwoju układów cyklonalnych sąsiadujących z wyżem. Ponadto pogoda zależeć będzie także od fazy rozwoju antycyklonu [10].
Jak wskazuje praktyka synoptyczna w okresie jesieni i zimy pogoda w układzie wysokiego ciśnienia, a w szczególności w obszarze centralnym, nie zawsze jest słoneczna. W okresie od sierpnia do początku listopada dobowy gradient deklinacji Słońca jest duży co skutkuje tym, że wysokość Słońca podczas kulminacji górnej z dnia na dzień maleje w szybkim tempie. Zmniejszająca się wysokość Słońca oraz skracanie się czasu przebywania Słońca nad horyzontem powoduje, że okres ten charakteryzuje się spadkiem promieniowania słonecznego docierającego do powierzchni Ziemi. Okres od listopada do początku lutego charakteryzuje się niską ilością promieniowania słonecznego docierającego do powierzchni Ziemi. Promieniowanie efektywne podłoża również się zmienia w przebiegu rocznym ponieważ zależy od jego temperatury. W okresie od późnego lata do końca zimy bilans radiacyjny jest ujemny. Skutkiem ujemnego bilansu radiacyjnego i cieplnego jest obniżanie się temperatury podłoża. Grunt w tym okresie jest na ogół wychłodzony [3,7,8,9]. W układach antycyklonalnych, w centralnych jego obszarach, charakteryzuje się bardzo małym gradientem ciśnienia, a więc w tym obszarze obserwuje się wiatr słaby lub nawet ciszę. W wyniku wypromieniowana radiacyjnego i ochłodzenia podłoża, a następnie przylegających do niego warstw powietrza, zaczyna tworzyć inwersja radiacyjna, która rozpoczyna się od samego podłoża. W okresie jesionno-zimowym utworzona inwersja temperatura może utrzymywać się przez dłuższy okres czasu. O tej porze roku ilość docierającego promieniowania do podłoża jest na tyle mała, że nie jest w stanie zniszczyć utworzoną wcześniej warstwę inwersyjną [2].
Typową sytuacją synoptyczną w której dochodzi do powstania chmur piętra niskiego Stratus i Stratocumulus to przede wszystkim ciepłe sektory układu cyklonalnego oraz układy antycyklonalne w których zalega ciepłe i wilgotne powietrze czyli przeważnie zachodnie i północne rejony wyżu, ale także obszar w którym gradient ciśnienia jest niewielki (centralne rejony wyżu). Nas interesować będą układy wysokiego ciśnienia.
Rozważmy sytuację, kiedy początkowo jest bezchmurnie. W wyniku radiacyjnego wychłodzenia podłoża, powietrze zalegające w warstwie przyziemnej w wyniku kontaktu z podłożem wychładza się i tworzy się inwersja temperatury, której towarzyszy wzrost wilgotności właściwej z wysokością. Jeżeli w tej warstwie prędkość wiatru wzrasta z wysokością, wzmaga się turbulencyjne mieszanie chłodnego powietrza zalegającego nisko i ciepłego zalegającego wyżej. W wyniku czego pionowy profil temperatury zmieni się. Temperatura warstwy powietrza zalegającej niżej wzrośnie, a położonej wyżej zmaleje. Dolna granica inwersji wzniesie się na pewną wysokość. W warstwie powietrza, która ulega ochłodzeniu, jej temperatura obniża się poniżej temperatury punktu rosy, a nadmiar pary wodnej ulega kondensacji na jądrach kondensacji, które zalegają w górnym obszarze warstwy podinwersyjnej i powstaje chmura Stratus. Występujący w warstwie inwersji termicznej wzrost wilgotności właściwej powietrza z wysokością dodatkowo sprzyja powstawaniu chmur Stratus oraz Stratocumulus. Jeżeli proces turbulencyjnego mieszania w warstwie podinwersyjnej będzie trwał nadal, wówczas wysokość podstawy inwersji obniży się, a wierzchołek chmury Stratus będzie znajdował się w obszarze inwersji. Przy dalszym napływie ciepłego i wilgotnego powietrza turbulencyjne mieszanie zacznie słabnąć i następuje obniżenie się podstawy chmur aż do osiągnięcia powierzchni ziemi. Wówczas chmury Stratus przekształcają się w mgłę [6]. Jeżeli wodność mgły jest duża, utworzone mgły mogą być dość gęste i ograniczyć widzialność poniżej 200 metrów.
Źródło: Podręcznik, krótkoterminowych prognoz pogody, część II, PIHM, Wydawnictwo Komunikacji i Łączności, 1969.
W wyżu, chmury Stratus mogą powstać w wyniku transformacji mgły. Zalegająca ciepła i wilgotna masa powietrza, w wyniku kontaktu z wychłodzonym podłożem w wyniku wypromieniowania radiacyjnego ochładza się izobarycznie. Jeżeli temperatura osiągnie temperaturę punktu rosy, masa powietrza staje się nasycona. Kiedy obniży się poniżej temperatury punktu rosy następuje utworzenie mgły. Jeśli utworzona mgła jest optycznie gęsta, wówczas największe wychłodzenie w wyniku wypromieniowania radiacyjnego następuje na jej szczycie. Wówczas możliwe jest jej dalsze propagowanie do góry. W wyniku procesów radiacyjnych wnętrze mgły dąży do osiągnięcia stanu izotermicznego. W wyniku wychłodzeni górnego obszaru mgły dochodzi do zainicjowania turbulencyjnego mieszania. Jeżeli warstwa powietrza zalegająca powyżej jest wilgotną nastąpi propagacja mgły do góry. Gdy zalegająca powyżej mgły warstwa powietrza jest sucha wówczas następuje jej rozpraszanie i w rezultacie zanik [5]. Zdarza się, że mgła ulega wewnętrznej transformacji w wyniku której unosi się do góry. Krople tworzące dolną warstwę mgły zanikają wyniku parowania, pozostała warstwa mgły unosi się do góry tworząc niską warstwę chmur Stratus. Mogą również pojawić się chmury Stratocumulus, które powstają wyniku transformacji mgły lub niskich chmur Stratus. Transformacja jest efektem turbulencyjnego mieszania. Chmury Stratocumulus powstałe w wyniku wewnętrznej transformacji chmury Stratus nazywamy chmurami Stratocumulus stratomutatus. Proces odwrotny również jest możliwy i chmury Stratus przekształcają się w mgłę. Mechanizm jest bardzo prosty. Górne warstwy chmury Stratus ochładzają się w wyniku długofalowego wypromieniowania radiacyjnego, które prowadzi do zaburzenia stabilności warstwy. Zwiększa się turbulencyjne mieszanie w warstwie, powodujące transport chłodnego powietrza chmurowego z kropelkami w kierunku ziemi. Krople chmurowe, które znalazły się poniżej podstawy chmury, parują. Podczas parowania kropelek pobierane jest ciepło z otoczenia co powoduje ochłodzenie warstwy powietrza znajdującej się poniżej podstawy chmury. Zwiększa się w tym obszarze wilgotność powietrza, aż do osiągnięcia stanu nasycenia, powodując kondensację pary wodnej na jądrach kondensacji i utworzenie warstwy chmury zlewającej się z warstwą zalegającą wyżej, co finalnie obserwuje się jako obniżenie podstawy chmury Stratus [5]. Podstawa chmury może obniżyć się aż do osiągnięcia powierzchni ziemi i przekształcić chmurę w mgłę ograniczającą widzialność poniżej 1 km, a miejscami widzialność może spadać poniżej 200-300 metrów. Wszystko zależy od wodności mgły.
Przy braku adwekcji ciepłych i wilgotnych mas powietrza również mogą utworzyć się chmury niskie, niekoniecznie w wyniku uniesienia mgły [6].
Źródło: Podręcznik, krótkoterminowych prognoz pogody, część II, PIHM, Wydawnictwo Komunikacji i Łączności, 1969.
W sprzyjających warunkach procesy mikrofizyczne zachodzące w podinwersyjnych chmurach Stratus mogą doprowadzić do powstania opadów mżawki.
Układy wysokiego ciśnienia charakteryzujące się pochmurną aurą, której mogą towarzyszyć opady słabej mżawki oraz mgły, niejednokrotnie bardzo gęste, ograniczające widzialność poniżej 1 km, a czasami poniżej 200-300 metrów, w zależności od wodności mgły, nazywane są zgniłymi wyżami i w naszych szerokościach geograficznych występują w okresie jesienno-zimowym.
Literatura:
- Z. Kaczorowska, Pogoda i Klimat, wydanie II poprawione, wyd. WSiP, Warszawa 1986
- P. Szewczak, Meteorologia dla pilota samolotowego, wyd. AVIA-TEST, Poznań, 2010.
- S. P. Chromow, Meteorologia i klimatologia, wyd. II poprawione, PWN, Warszawa 1973
- A. S. Zwieriew, Meteorologia synoptyczna, Wydawnictwo Komunikacji i Łączności, 1965
- J. A. Curry, P. J. Webster, Thermodynamics of Atmosphere & Oceans, Academic Press, 1999.
- Podręcznik, krótkoterminowych prognoz pogody, część II, PIHM, Wydawnictwo Komunikacji i Łączności, 1969.
- P. R. Crowe, Problemy klimatologii ogólnej, PWN, Warszawa, 1987
- K. Kożuchowski, Atmosfera, klimat, ekoklimat, PWN, Warszawa 1998
- W. Okołowicz, Klimatologia ogólna, PWN, Warszawa 1969
- M. Holec, P. Tymański, Podstawy meteorologii i nawigacji meteorologicznej, Wydawnictwo Morskie, Gdańsk, 1973.
