Cyrkulacja atmosfery

 

 


Heinz Fortak. Meteorologie. wyd; Carl Habel Verlagsbuchhandlung, Berlin und Darmstadt, 1971.
Rozdział "Globalna cyrkulacja atmosfery i wielkoskalowe (synoptyczne) systemy prądów atmosferycznych" (s. 195-243), fragment tego rozdziału (s.206-216); nowoczesna teoria ogólnej cyrkulacji, stabilność i niestabilność fal długich, krytyczny gradient poziomy...). Krytyka „trójkomórkowej” teorii cyrkulacji.
...
    Jeśli w klasycznej teorii trzech komórek cyrkulacyjnych [Hadley'a, Ferrela i Biegunowej - dop. tłum.] zależność strumieni przepływów od długości geograficznej nie jest traktowana jako specjalnie znacząca, to w przypadku fal i wirów, przemieszczających się wzdłuż równoleżników umiarkowanych szerokości geograficznych ma się zupełnie inaczej.
    W dolnej troposferze zmieniają się obszary wysokiego i niskiego ciśnienia atmosferycznego z własnymi systemami cyrkulacji, tak  że te wzdłużne, planetarne fale, powodują w górnej troposferze, jak i w stratosferze, znaczne różnice w stosunkach przepływu powietrza wzdłuż równoleżników. Z powodu istnienia takich systemów przepływów zostaje umożliwiona intensywna południkowa wymiana pędu, która prowadzi do powstania energii kinetycznej strug wiatrów zachodnich i wiatrów wschodnich na dużych wysokościach w umiarkowanych szerokościach geograficznych. W procesie tym energia kinetyczna "zaburzeń" przechodzi w energię kinetyczną średnich strug strefowych. Stanowi to zupełną sprzeczność ze wszystkimi wyobrażeniami, w których próbuje się interpretować szerokoskalowe wiry i fale jako zaburzenia w sensie teorii turbulencji. Jest to spowodowane tym, że w turbulencji drobnoskalowej przekazywanie energii odbywa się w ten sposób, że duże wiry zawsze przekazują energię na małe wiry, co kończy się w zakresie molekularnym, w którym energia zostaje zamieniona na ciepło tarcia. Mówi się w tym przypadku o kaskadzie energetycznej, i można dowieść, że proces przechodzenia energii przebiega w ten właśnie sposób, jeśli współefektywna wymiana momentu rKM (lepkość turbulencyjna, współczynnik tarcia), z którym spotykamy się przy omawianu turbulencji drobnoskalowych ma znak dodatni. Przy znaku ujemnym trudno to sobie wyobrazić.
    W procesach wielkoskalowych odbywa się to dokładnie odwrotnie; zaburzenia w formie wirów i fal oddają swoją energię na strumienie strefowe umiarkowanych szerokości [w oryginale: średnie strugi strefowe], i jest się w tym wypadku zmuszonym, w ramach teorii turbulencji, wprowadzić ujemną lepkość turbulencyjną - i w ten sposób wprowadzić paradoksalną koncepcję ujemnego tarcia. Z punktu widzenia fizyki, jest to tylko wskazówka, że przy dobrze zorganizowanej strukturze tych wielkich wirów i fal, nie jest się uprawnionym do interpretacji ich w sensie teorii turbulencji drobnoskalowej, jako mniej czy bardziej nierównomiernych, statystycznych zaburzeń stabilnego stanu przepływów (strug) strefowych. Formalnie można się jednak liczyć z negatywną lepkością także w teorii cyrkulacji globalnej, zawsze jednak wystąpią trudności, jeśli będziemy się interesowali konkretnymi  wartościami dla  rKM .
    Dopiero pod wpływem odchylającej siły obrotu Ziemi i tarcia przyziemnego dochodzi, w myśl nowoczesnej teorii cyrkulacji globalnej, do tworzenia trójkomórkowej cyrkulacji południkowej, która zawiera intensywnie funkcjonującą pośrednią komórkę Ferrela, i tym samym całą dostępną potencjalną energię cyrkulacji zwraca do pierwotnego zasobu. Tym samym zamyka się krąg energetyczny, który różni się zasadniczo od klasycznej teorii trójkomórkowej. Trzeba jednak zwrócić uwagę, że według nowszych badań, bezpośrednie komórki napędzane termicznie (Komórka Hadley'a, Komórka Biegunowa) nie są jedynie produktami ubocznymi wcześniej omawianych [zachodzących] procesów, lecz także mają one swoją samodzielną rolę w całkowitym schemacie cyrkulacji globalnej.
    Najbardziej interesujący w teorii wirów i fal jest problem przejścia stojącej do dyspozycji energii potencjalnej w energię kinetyczną wirów i fal, a tym samym problem powstawania systemów prądów powietrza. Związane z tym hasło brzmi - niestabilność baroklinowa. W hierarchii różnych niestabilności atmosfery należy przypisać procesom związanym z niestabilnością baroklinową największe chyba znaczenie.
    Żeby to zobrazować, sięgnijmy do wcześniej omówionego pojęcia - niestabilności hydrostatycznej. Pionowy rozkład temperatury jest hydrostatycznie niestabilny, jeśli pionowy gradient temperatury -dt/dh jest większy od 0.98°C/100 m, to znaczy większy od suchoadiabatycznego gradientu temperatury. Jeśli nie nadamy poruszającemu się poziomo, termicznie niestabilnie ułożonemu strumieniowi powietrza żadnych początkowych "zaburzeń", to doprowadzi to, poprzez spontaniczne wzmocnienie zaburzeń początkowych, do przetasowania w całej niestabilnej warstwie, i do przejścia w nowy, stabilny strumień, w którym pionowy gradient temperatury będzie posiadał wartość mniejszą, lub co najwyżej równą -0.98°C/100 m. W skali globalnej mamy do czynienia z czymś analogicznym, jednakże tyko w związku z poziomym gradientem (rozkładem) temperatury i z poziomymi "zaburzeniami" strefowego stanu przepływów.
    Rysunek 1 [w oryginale 42; uwaga tłum.] przedstawia obok linii stałych prędkości strefowych, także linie stałych temperatur powietrza (izotermy). Obie są wartościami strefowymi. Południkowy rozkład temperatury jest wynikiem zależnego od szerokości geograficznej  bilansu promieniowania Es + es systemu Ziemia - atmosfera (według ryc. 7 a.), jak również działania wszystkich wyrównujących transportów energii (według ryc. 9 b.).

 

Ryc. 1. Linie średnich strefowych wartości prędkości wiatru (komponenty wschodnia i zachodnia, linie ciągłe) i linie średnich strefowych temperatur powietrza (linie przerywane), w funkcji wysokości i szerokości geograficznej, dla dwu skrajnych (maksymalnie skontrastowanych) okresów roku. Góra: okres grudzień - luty, dół: okres czerwiec - sierpień. (za C.W.Newell'em).

Można stwierdzić także, że w rejonach 45°N i 45°S znajdują się największe południkowe gradienty temperatury. W funkcji wysokości są one największe w wymienionych rejonach szerokościowych na poziomie około 5 000 m. Rejony, w których w atmosferze występują duże poziome kontrasty temperatury nazywamy rejonami baroklinowymi, a taką atmosferę - atmosferą baroklinową. Przeciwieństwo takiego stanu - atmosferę, w której na każdym poziomie występuje jednakowa temperatura i jednakowe ciśnienie, nazywamy atmosferą barotropową. Teoria mówi, że w atmosferze barotropowej nie powstają wielkoskalowe cyrkulacje i wiry wielkoskalowe, takie jak cyklony i antycyklony. Powstawanie wielkoskalowych cyrkulacji i wirów nastąpić może tylko w atmosferze baroklinowej, i to tym efektywniej, im jest większy stopień baroklinowości atmosfery. W poprzednio wspomnianych rejonach, leżących około 45°N i 45°S, które charakteryzują się najsilniejszą baroklinowością, trzeba się liczyć ze zwiększoną niestabilnością przepływów strefowych tam się znajdujących, i tym samym, ze zwiększoną gotowością atmosfery do tworzenia wirów lub zaburzeń "falopodobnych".
    Podobnie jak i w przypadku niestabilności hydrostatycznej można zadać sobie pytanie, czy istnieje w tym przypadku krytyczny poziomy gradient temperatury, którego przekroczenie spowoduje, że przepływ strefowy będzie niestabilny w stosunku do zaburzeń poziomych, i który zareaguje narastającymi zaburzeniami w czasie w ten sposób, że na końcu tego procesu ułoży się znów stabilny przepływ, ale tym razem innego, niż początkowy, rodzaju. Jeśli istniałby taki krytyczny poziomy gradient  temperatury, analogiczny do krytycznego pionowego gradientu temperatury -0,98°C/100 m przy niestabilności hydrostatycznej, to wtedy w skali globalnej, poziomy odpowiednik stałby przed pionowym gradientem. I rzeczywiście, teoria jest w stanie pokazać nam, że taka krytyczna wartość istnieje. Nie jest ona jednak reprezentowana przez jedną liczbę, lecz składa się z szeregu parametrów, które dają krytyczne poziome gradienty temperatur w zakresie od 3.5°C/1000 km do 6.0°C/1000 km. Jeśli poziomy gradient temperatury w przepływie strefowym, w szczególnych warunkach, zostanie przekroczony, wtedy owa baroklina stanie się niestabilną. W takim przypadku najmniejsze zaburzenie poziome, spowodowane na przykład występowaniem gór na drodze przepływu, spowoduje, że przepływ strefowy przejdzie spontanicznie w wir lub przepływ falowy, który przejdzie początkowo w niestabilnie narastające poziome wahania amplitudy fali. Ten nowy stan, sam ustabilizuje się po określonym czasie, do takiego stopnia, że będzie w zgodzie z krytycznymi, czy też lekko ponadkrytycznymi wartościami poziomych gradientów temperatury.
    Aby zbadać ten, ważny dla cyrkulacji globalnej proces, zbudujmy prosty model atmosfery na półkuli północnej. Przy podanych niżej założeniach, atmosfera nad półkulą południową zachowuje się podobnie. Na wstępie nie bierzemy pod uwagę rozkładu lądów i mórz na powierzchni Ziemi. W związku z tym zakładamy, że na wszystkich długościach geograficznych panują jednakowe warunki. Następnie dzielimy atmosferę w pionie na dwie warstwy, w ten sposób, żeby każda warstwa zawierała połowę masy atmosfery. Dolna warstwa sięga wtedy od powierzchni Ziemi do wysokości około 5400 m (tam znajduje się powierzchnia 500 hPa, masa atmosfery na tym poziomie spada więc do połowy), natomiast warstwa górna reprezentuje całą resztę masy atmosfery. Następnie przyjrzymy się przepływom powietrza na wysokościach 2500 m (750 hPa) i około 10 000 m (250 hPa), jako reprezentatywnym dla poszczególnych warstw. Podziału atmosfery w poziomie dokonamy przy pomocy płaszczyzny stożka, którego szczyt  (wierzchołek) znajduje się w środku Ziemi i jest kątem 90°. Tworząca tego stożka rozdziela atmosferę tropiku i subtropiku na 45° szerokości geograficznej od atmosfery strefy szerokości umiarkowanej i wysokich szerokości. W sąsiedztwie owej powierzchni dzielącej znajduje się nie tylko strefa, w której baroklinowość atmosfery jest największa, ale także w owym miejscu zmienia się, w bilansie promieniowania całkowitego Es + es systemu Ziemia - atmosfera, znak, z " + " na " - ". W kierunku równika jest " +", w kierunku bieguna jest "  - ". Między tymi dwiema właściwościami musi istnieć jakiś związek. Dla wszystkiego, co teraz dalej nastąpi, jest bardzo ważne, jakie ilości energii muszą zostać przetransportowane przez systemy przepływów powietrza w tych szerokościach z rejonu równika w kierunku bieguna. Według ryc. 7a jest to przeciętnie w ciągu roku około 130 · 1012 kWh/d między równikiem a 40°N i trochę mniej, jeśli granicę ustawimy na 45°N, ponieważ pomiędzy 40 a 45°N mamy do czynienia już z ujemnym całkowitym bilansem promieniowania.
    Rozważania teoretyczne umożliwiają obliczenie, przy pomocy określonych parametrów, tego krytycznego gradientu temperatury -dt / dy (y -  współrzędne poziome, wzrost wartości w kierunku północnym). W przypadku wilgotnego powietrza, w którym jednak jeszcze nie występują procesy kondensacji (bezchmurnie), otrzymamy dla tego krytycznego gradientu temperatury na 45° szerokości geograficznej i na wysokości 5 500 m, następujący wzór:


Temperatura t i stabilność hydrostatyczna, mierzona jako różnica między adiabatycznym (g / cp = 0.98°/100 m) a rzeczywistym pionowym gradientem temperatury (- dt / dh) określają tym samym stosunki, w których początkowo stabilne przepływy strefowe przekształcą się w stabilne wiry i przepływy falowe. Jeżeli użyjemy następujących wartości liczbowych: promień Ziemi a = 6.37·106 m, stała gazowa powietrza atmosferycznego R = 287 m2 / s2 · stopień, temperatura powietrza na wysokości 5 500 m t = -13°C, pionowy gradient temperatury  -dt / dh = 0.5°C / 100 m, wtedy otrzymamy dla tego krytycznego południkowego gradientu temperatury wartość 6°C / 1000 km. Jeśli  -dt / dy jest większa od tej wartości, wtedy przepływ strefowy stanie się niestabilny. Z pomiarów w atmosferze na tej wysokości otrzymuje się jednak mniejsze wartości - około 4.5°C / 1000 km, i dla tego w atmosferze w zasadzie powinna występować tylko prosta cyrkulacja symetryczna, jaką znajdujemy w komórce Hadley'a, jak przedstawiono to na ryc. 2 [w oryginale: ryc. 44].


Ryc. 2. Reżim cyrkulacji symetrycznej na jednej półkuli. Jedna jedyna komórka cyrkulacji pionowej (komórka Hadley'a) powoduje, we współdziałaniu z odchylającą siłą obrotu Ziemi,  cyklonalny wypływ powietrza w górnej warstwie (~10 000 m) w kierunku bieguna oraz antycyklonalny wypływ w kierunku równika w warstwie dolnej (~2 500 m). Taki przypadek nigdy nie występuje w atmosferze (wg. Y.Minz)

 Jeśli jednak obliczy się transport energii cieplnej, który można zrealizować przez tego rodzaju cyrkulację symetryczną, wtedy otrzyma się przy użyciu tego gradientu krytycznego transportowaną ilość energii o wartości maksymalnej około 13·1012 kWh/d. Jest tylko 1/10 ilości energii rzeczywiście transportowanej przez atmosferę w ciągu doby w kierunku bieguna. Gdyby chcieć przetransportować całość energii z rejonów równikowych do biegunowych przy pomocy cyrkulacji symetrycznej, wtedy byłby potrzebny do tego południkowy gradient temperatury wynoszący 60°C / 1000 km. Taka sytuacja z jednej strony się nie zdarza, a z drugiej strony - cyrkulacja symetryczna byłaby w takich warunkach dawno niestabilna.
    Rycina 3 przedstawia, jak atmosfera, w genialny sposób, rozwiązuje ten. do tej pory sprzeczny problem. Wykres przedstawia związek między południkowym gradientem temperatury a strefami stabilności cyrkulacji symetrycznej. W atmosferze, w której nie zachodzą procesy kondensacji (bezchmurnej) cyrkulacja symetryczna jest tak długo stabilna, aż wartość krytyczna osiągnie 6°C / 1000 km. Nic nie wspomina się przy tym, o ilości energii przenoszonej w tej cyrkulacji. Wiemy jednak, że transport energii jest w tym przypadku o wiele mniejszy, niż tego potrzeba. Ta za mała ilość transportowanej z rejonu równika energii prowadzi nieuchronnie do wzrostu temperatury w niskich szerokościach geograficznych i wychładzania w wysokich szerokości geograficznych. W ten sposób wzmacnia się poziomy, południkowy gradient termiczny, a tym samym baroklinowość w rejonie około 45°N. Przy tym trwa to około 10 dni, zanim południkowy gradient temperatury wzrośnie o 0.5°C / 1000 km. Z wykresu wynika, że cyrkulacja symetryczna, po przekroczeniu krytycznego gradientu temperatury musi stać się niestabilna i powstanie cyrkulacja wirowa i falowa z liczbą falową N około 5. Amplitudy fal wzrastają początkowo niestabilnie. Między oboma strefami, na północ i na południe od 45°N wystąpi intensywna wymiana energii cieplnej, spowodowana przez ten ruch falowy.


Ryc. 3. Wykres do określania stabilności cyrkulacji symetrycznej. Jest ona niestabilna, jeśli należące do siebie wartości liczby falowej N oraz południkowe gradienty temperatury  -Dt / Dy wypadną w zakreskowanym obszarze. W tym przypadku jest możliwa tylko jedna cyrkulacja falowa (wg. Y. Mintza)
     
    Teoria wskazuje, że ilość energii wymienianej w ten sposób jest dopasowana do rzeczywistych stosunków występujących w atmosferze. Po zredukowaniu (zmniejszeniu) początkowego "natłoku" ciepła w niższych szerokościach redukuje się powoli ponadkrytyczny gradient temperatury. Trwa to tak długo, aż wartość krytyczna zostanie osiągnięta od góry. Cyrkulacja falowa stabilizuje się wtedy, tworząc dominującą liczbę fal, i w ten sposób jest w stanie transportować południkowo dokładnie potrzebną ilość energii. W tym (takim) stadium wzdłuż równoleżnika 45° istnieje (znajduje się) 5 do 6 fal, których średnie długości można obliczyć z obwodu tego równoleżnika (~ 28 000 km : N), czyli od 4700 km do 5600 km. Rysunek 4 przedstawia stosunki przepływów powietrza w globalnej cyrkulacji falowej. Rysunek 4a przedstawia układ przepływów w naszym modelu dla liczby falowej N = 4 (cztery fale). Pod stokami fal przedstawione są przepływy wirowe w dolnych warstwach atmosfery (~ 2500 m, 750 hPa), oznaczone linią ciągłą. Odznaczają się one, wzdłuż 45 równoleżnika, na przemian cyklonalnym (odwrotnie do ruchu wskazówek zegara) oraz antycyklonalnym (zgodnym z ruchem wskazówek zegara) kierunkiem obrotu. Wiry cyklonalne związane są w dolnej atmosferze z niskim ciśnieniem atmosferycznym natomiast wiry antycyklonalne - z ciśnieniem wysokim. W górnej atmosferze tworzy się przepływ falowy, na rysunku 4 przedstawiony jako planetarna fala z czterema górnymi zatokami (trog) i czterema górnymi klinami (keil). Jak można zauważyć z ryc. 1 (rozkład średnich prędkości wiatru), prędkości wiatru są na tych wysokościach największe.


Ryc. 4. - a:  Cyrkulacja w reżimie falowym. W najwyższej warstwie (10 000 m) tworzy się falokształtny strumień [przenoszący powietrze z zachodu na wschód] o liczbie falowej N = 4. W dolnej warstwie (2500 m) widoczne są horyzontalne komórki cyrkulacyjne, tworzące charakterystyczne "niże" (T) i "wyże" (H). W dolnej części rysunku przedstawione są kierunki prądów powietrza przy powierzchni. System "frontów ciepłych" i "frontów chłodnych" prowadzi do efektywnego horyzontalnego mieszania się ciepłego powietrza tropikalnego i zimnego polarnego oraz wynoszenia go do góry (za Y.Mintz i G.Warnecke).
 - b: Schemat cyrkulacji pionowej wzdłuż południka, uśredniony wzdłuż całej długości geograficznej z ryciny a. Jeśli przepływy falowe wzdłuż równoleżników się uśredni, otrzymamy z dość skomplikowanych systemów wirów i fal trójkomorową cyrkulację południkową.
 - c: Cyrkulacja w warstwie środkowej troposfery na poziomie 5 500 m, realizująca się z liczbą falową N = 6, według rzeczywistych obserwacji (za Y.Mintz)

Notka o Autorze podręcznika:
Prof. Dr. Heinz Fortak - ehemals Institut für Meteorologie, Freie Universität Berlin, w swoim czasie (lata 70-80’ XX wieku) Dyrektor Instytutu Meteorologii Teoretycznej FUB (Director of the Institute for Theoretical Meteorology), członek Akademii Leopoldina (German National Academy of Sciences Leopoldina), członek Akademie der Wissenschaften zu Göttingen, członek Austriackiej Akademii Nauk


"Ujemna lepkość" (negative viscosity); patrz Barry & Carleton; Synoptic and Dynamic Climatology, Routledge, London and New York (s.13, s.140), również A.S.Monin; 1988. Teoreticheskie osnovy geofizicheskoj gidrodinamiki, Gidrometeoizdat (tłumaczenie: Monin, Theoretical Geophysical Fluid Dynamics, Kluvier, 1990), A.S.Monin, Vvedenie v teoriyu klimata, Gidometeoizdat (tłum. An introduction to the theory of climate, Kluvier, 1986), liczne artykuły. 

 



Barashkova N.K., Kuzhevskaya I.V., Polyakov D.V., 2015. Klassifikaciya form atmosfernoj cirkulyacii (Барашкова Н.К., Кужевская И.В., Поляков Д.В., Классификация форм атмосферной циркуляции). Izdatelstvo Tomskogo universiteta; 124 s.
Rozdział 3.1. Indeks cyrkulacji atmosferycznej K.G. Rossby’ego (strony 54-61) – tłumaczenie Andrzej A. Marsz

     C.G. Rossby zaproponował [patrz: Rossby C.-G. – 1939 – Relation between Variations in the Intensity of the Zonal Circulation of the Atmosphere and the Displacements of the Semi-Permanent Centers of Action. Journal of Marine Research, 2, 38-55] wykorzystywać wartość składowej strefowej prędkości ruchu powietrza (u) jako indeks ogólnej cyrkulacji atmosfery. Wartość ta może zostać wyliczona z różnic ciśnienia atmosferycznego między określonymi szerokościami i przeliczona według formuły wiatru geostroficznego na prędkość wyrażoną w metrach na sekundę.
     Rossby uważał, że o ile intensywność przepływów z zachodu na wschód w szerokościach umiarkowanych związana jest w określony sposób z prędkością przepływów wschodnich w strefach tropikalnej i polarnej, to wielkość u dla strefy umiarkowanej może służyć jako indeks ogólnej cyrkulacji. Jednak, dla bardziej szczegółowych badań, Rossby wylicza indeksy odrębnie dla poszczególnych stref. W tablicy 6 zestawione są kierunki wiatrów w poszczególnych strefach i granice tych stref.

Tablica 6. Kierunek wiatru w strefach

       Szerokość        Strefa wiatrów          Szerokość       Strefa wiatrów  
zima lato
35 - 55°N zachodnich 40 - 65°N zachodnich
55 - 70°N wschodnich  powyżej 65°N wschodnich


     Aby określić wartość indeksu, na przykład dla strefy 35-55°N, należy z map ciśnienia (dobowych lub średnich 5. lub 10.dniowych) odczytać wartości ciśnienia dla kilku par punktów rozłożonych wzdłuż równoleżników na szerokościach 35 i 55°N. Dalej, dla każdej pary punktów oblicza się różnice wartości ciśnienia, które następnie uśrednia się dla całej strefy. Z otrzymanej średniej różnicy ciśnienia oblicza się prędkość wiatru (m/s).  Analogicznie oblicza się indeksy i dla innych stref szerokościowych. Często oblicza się wartości indeksów dla ograniczonych części półkuli dla zbadania zmienności indeksów w tym czy innym rejonie półkuli (najczęściej sektorze cyrkulacyjnym).
     Dla określenia zmian w czasie położenia i rozmiarów stref wiatrów zachodnich i wschodnich tworzy się profile ciśnienia, które przedstawione są na ryc. 22. W tym celu na osi x odkłada się szerokości geograficzne, na osi y – ciśnienie. Takie profile można tworzyć dla określonej długości geograficznej (południka) albo wzdłuż równoleżnika, zarówno na poziomie morza, jak dla wyższych poziomów.

Ryc. 22. Profil ciśnienia na poziomie morza (1) i na poziomie powierzchni 700 hPa (2) w dniach 21-25 grudnia 1932 r. dla procesów z wysokim indeksem (a)
oraz w dniach od 27 lutego do 1 marca 1933 r. dla procesów  z niskim indeksem ogólnej cyrkulacji (b)


     Z górnej części grafiki widać, że w strefach 90-58° i 37-20° ciśnienie spada z północy na południe. W związku z tym, na poziomie morza przeważają wiatry wschodnie. W strefie między 58 a 37° ciśnienie spada z południa na północ, co oznacza, że przeważają tam wiatry zachodnie. Na poziomie powierzchni 700 hPa cała strefa między 20 a 50° charakteryzuje się zachodnimi przepływami powietrza.

Prawidło: Im bardziej stromy przebieg krzywej między szerokościami, tym bardziej zmienia się ciśnienie z szerokością,
tym większa będzie różnica ciśnienia między równoleżnikami, a tym samym, większy będzie indeks cyrkulacji atmosfery.

     Wykorzystując profil można od razu określić zarówno wartość indeksu w każdej strefie jak i kierunki przepływów, które indeks ten charakteryzuje. Jeśli na jeden grafik naniesie się krzywe z kilku dni (lub dekad), to łatwo można prześledzić zmiany w czasie wielkości indeksu w każdej ze stref i zmiany granic samych stref.
     C.G.Rossby stwierdził, że procesy ogólnej cyrkulacji można uogólnić do dwóch typów: typu procesów z wysokim indeksem i procesów z niskim indeksem.

Dla procesów z wysokim indeksem charakterystyczne jest:
1) występowanie pojedynczych i dobrze rozwiniętych Aleuckiego i Islandzkiego minimów, które lokują się w rejonach ich normalnego położenia (rozkładu przestrzennego);
2) występowanie dobrze rozwiniętych antycyklonów subtropikalnych (Azorskiego i Hawajskiego) z dominującym rozwojem ich klinów (grzbietów) w kierunku strefowym (z zachodu na wschód);
3) brak mocnych polarnych antycyklonów;
4) Antycyklon Syberyjski (Wyż Azjatycki) lokuje się w rejonie jego normalnego położenia, a jego rozprzestrzenienie w kierunku zachodnim jest nieznaczne;
5) na wyższych poziomach dobrze wyrażone są strefowe przepływy powietrza przy występowaniu fal długich o małej amplitudzie.

Dla procesów z niskim indeksem charakterystyczne jest:
1) „rozdwojenie” Aleuckiego i Islandzkiego minimów, między którymi w tym czasie lokują się grzbiety (kliny) antycyklonów subtropikalnych;
2) osłabienie subtropikalnych antycyklonów, grzbiety (kliny) których skierowane są ku północy i nierzadko łączą się z grzbietami polarnego antycyklonu;
3) rozwój na dużej przestrzeniu antycyklonu polarnego; bardziej niż przeciętnie (normalne) rozprzestrzenienie się Antycyklonu Syberyjskiego na zachód;
4) występowanie na wyższym poziomie (środkowa troposfera) stacjonarnych fal długich o dużej amplitudzie i małej długości.

     Jeśli porównać indeks Rossby’ego z katalogiem makrotypów W, C i E Wangengejma Girsa, to można zauważyć, że w okresach odniesionych do występowania wysokiego indeksu Rossby’ego obserwuje się z zasady procesy związane z makrotypem W. W okresach z niskim indeksem występowały przede wszystkim makroprocesy formy E lub C. Taki obraz wskazuje, że niski indeks Rossby’ego łączy w sobie silnie różniące się od siebie makroformy cyrkulacji E i C. Jest to istotnym niedostatkiem tej klasyfikacji, szczególnie dla celów prognostycznych, gdyż indeks Rossby’ego pokazuje tylko ogólne tło tworzących się procesów cyrkulacyjnych (strefowe – południkowe). Innymi słowy – dla prognozy nie wystarczy przewidzieć samej wartości indeksu. W tym porównaniu klasyfikacja G.Ya Wangengejma wykazuje pewną wyższość.

     Tym niemniej klasyfikacja K.G. Rossby’ego pozwala dać pewne bardziej ogólne charakterystyki cyrkulacji atmosferycznej. Dla tego celu można posługiwać się grafikami średnich wieloletnich wartości indeksu strefowego, przedstawionego na ryc. 24. Najbardziej istotnym tutaj jest:
1. znaczny spadek wielkości indeksu strefowego od zimy do lata. Odbija to powszechnie znany fakt spadku intensywności cyrkulacji atmosferycznej w okresie ciepłej pory roku;
2. wartości indeksu i amplituda jego zmian w ciągu roku jest znacznie większa na poziomie 3 km (700 hPa) niż na poziomie morza;
3. subtropikalne wiatry wschodnie  (dolna krzywa na ryc. 24) osiągają maksimum jesienią, gdy zachodnie wiatry strefy umiarkowanej osiągają maksymalne wartości zimą.

Ryc. 24. Wykresy średnich wieloletnich wartości indeksu strefowego Rossby’ego: a – strefowego (35-55°N, wszystkie długości), b – północnoamerykańskiego (35-55°N, 180-50°W),
в – poziom 100 000 stóp (40-50°N, 180-50°W), г – indeks wiatrów wschodnich (35-20°N, wszystkie długości)

     Równolegle do przedstawionych zmian w cyklu rocznym, zmiany indeksu strefowego zachodzą również aperiodycznie. Te ostatnie odbijają osobliwości procesów makrosynoptycznych w poszczególnych latach i sezonach i mają istotne znaczenie prognostyczne. Poznany jest podstawowy cykl zmian indeksu, który trwa od trzech do sześciu tygodni i charakteryzuje się przejściami od silnej cyrkulacji strefowej w szerokościach umiarkowanych do słabej – i odwrotnie – od słabej do silnej. Cykl ten składa się z czterech stadiów, dla każdego z nich są swoiste zachowania się cyrkulacji atmosferycznej.
     Pierwsze stadium (wysoki indeks) charakteryzuje się silnymi przepływami zachodnimi na poziomie morza, które występują na północ od ich normalnego (przeciętnego) położenia i występowaniem fal długich na wysokości (w środkowej troposferze). Przyziemne systemy baryczne zorientowane są ze wschodu na zachód. Silna działalność cyklonalna występuje tylko na wyższych szerokościach. Południkowe gradienty termobaryczne mają maksymalne wartości, a wymiana międzystrefowa jest osłabiona. Nasila się wir okołobiegunowy. Struga przenosu atmosferycznego leży na północ od swojego dla danej pory roku normalnego położenia i jest znacznie silniejsza od przeciętnej.
     Drugie stadium związane jest z początkiem obniżania się wartości indeksu. Charakteryzuje się ono zmniejszeniem prędkości wiatrów zachodnich i rozprzestrzenianiem się ich w niższe szerokości, zmniejszeniem długości fal na wysokości środkowej troposfery, pojawieniem się kontynentalnych antycyklonów w wysokich szerokościach, nasileniem działalności cyklonalnej w szerokościach umiarkowanych, osiąganiem przez prąd strumieniowy maksymalnej siły, a sam prąd strumieniowy lokuje się blisko normalnej szerokości dla danej pory roku.
     Trzecie stadium związane jest z niską wartością indeksu. Charakteryzuje się ono pełnym rozpadem systemu przyziemnych strefowych wiatrów zachodnich, które zaczynają tworzyć lokalne komórkowe centra i odpowiadający temu rozpad systemów falowych (systemów fal) na wysokości środkowej troposfery, maksymalną dynamiczną antycyklonogenezą w szerokościach polanych i występowaniem głębokich cyklonów  w szerokościach umiarkowanych [uwaga tłumacza – w tym stadium wymiana międzystrefowa jest najsilniejsza].
     Czwarte stadium jest związane z początkiem wzrostu wartości indeksu, obliczanego na poziomie morza. Charakteryzuje się ono stopniowym nasilaniem się wiatrów zachodnich na poziomie morza przy istnieniu (występowaniu) systemów niezamkniętych (nieciągłych) fal na poziomie środkowej troposfery w szerokościach północnych, stopniowym wypełnianiem się cyklonów w niskich szerokościach i włączeniem antycyklonów w wysokich szerokościach do subtropikalnego pasa wysokiego ciśnienia, stopniowym spadkiem temperatury powietrza  (ochładzaniem) w rejonach polarnych i i wzrostem temperatury powietrza w niskich szerokościach, co prowadzi do odtworzenia normalnego (zwyczajnego), skierowanego ku biegunowi gradientu temperatury. W środkowej troposferze rozpadowi ulegają komórki cyklonalne i antycyklonalne, a prąd strumieniowy ulega odtworzeniu w wysokich (wyższych) szerokościach.
     W taki sposób cykle zmian indeksu odbijają cyklonalną naturę zmian siły wiatrów zachodnich szerokości umiarkowanych. Z poszczególnymi stadiami cyklu powiązane są określone fazy wykształcenia (zmian wykształcenia) ogólnej cyrkulacji atmosfery, które charakteryzują się odpowiadającymi im procesami makrosynoptycznymi, a także pulsacjami (ściskanie się i rozszerzanie się) cirkumpolarnego (wokółpolarnego) wiru wiatrów zachodnich. W okresach wysokiego indeksu wir cirkumpolarny zwęża się (ulega ściśnięciu) i lokuje się w wyższych szerokościach. W tym samym okresie dochodzi do nasilenia się wschodnich pasatów, które rozprzestrzeniają do znacznych wysokości. W okresach, w których występują niskie wartości indeksów, wir cirkumpolarny rozprzestrzenia się w stronę niskich szerokości i wiatry zachodnie (na większych wysokościach) zaczynają się pojawiać w szerokościach subtropikalnych. Związane jest z tym osłabienie wschodnich pasatów i zmniejszenie ilości opadów w strefie tropikalnej.

     C.G. Rossby określił formułę [1] wiążącą długość fali na poziomie 500 hPa (L) z jej prędkością (c) i wartością indeksu strefowego u:

c = u* – ((•L2) / (42)),                                                   [1]

gdzie:
            c  – prędkość przemieszczania się fali (c – dodatnia, jeśli fala przemieszcza się z zachodu na wschód),
            u* – strefowa prędkość przenosu zachodniego,
                 – prędkość zmiany parametru Coriolisa w kierunku północnym,
            L   – długość fali.
W przypadku fal stacjonarnych (Ls; c = 0) formuła [ 1 ] może być przekształcona do następującej postaci:

Ls = 2•(sqrt(u/)),                                                        [2]

gdzie:
           Ls   – długość fali stacjonarnej,
           sqrt – pierwiastek drugiego stopnia; inaczej ((u/)0.5).

     Jeśli L > Ls to fale długie przemieszczają się na zachód (c – ujemne), przy L < Ls – na wschód. Wiadomo, że pod górnymi klinami formują się obszary wysokiego ciśnienia, a pod górnymi zatokami obszary niskiego ciśnienia. [uwaga tłumacza – stwierdzenie to jest bardzo uproszczone i nie oddaje do końca stanu współczesnej wiedzy na temat stosunku wzajemnego położenia górnych i dolnych układów barycznych. Podobnie dalsze stwierdzenia nie mogą zostać uznane w pełni za prawdziwe. Samo obliczenie długości fali (fal) nie daje postaw do określenia położenia (lokalizacji) górnych klinów i górnych zatok, a tym samym położenia dolnych niżów i antycyklonów, można natomiast oszacować ich liczbę]. Inaczej mówiąc, z górnymi klinami i górnymi zatokami związane jest istnienie przyziemnych centrów działania atmosfery. Im mniejsza długość tych fal, tym więcej na obwodzie Ziemi lub w danym sektorze cyrkulacyjnym będzie tych centrów, i przeciwnie – im większa długość fali (fal) tym mniej centrów działania atmosfery będzie w danym sektorze. Z tego wynika, że jeśli przewidzi się wartość indeksu strefowego u to można według formuły [1] dla Ls obliczyć długość fal, a następnie określić geograficzne położenie górnych klinów i górnych zatok i przewidywać liczbę, położenie i intensywność antycyklonalnych i cyklonalnych centrów działania atmosfery. W następstwie tego można, od prognozy indeksu przejść do prognozy charakteru cyrkulacji atmosferycznej, a od tego ostatniego do charakteru reżimu pogody na wielkich przestrzeniach.

 


Cyrkulacyjne czynniki klimatu Polski II: Westerlies - Krzysztof Kożuchowski - PDF
Czasopismo Geograficzne, 2020, tom 91, zeszyt 1-2, s. 207-233.
Adres: https://ptgeo.org.pl/czasopismo-geograficzne/archiwum/#2020
     Artykuł stanowi przegląd i próbę syntezy dawniejszych (od 1914 r.) oraz współczesnych ocen i opinii, dotyczących aktywności cyrkulacji strefowej na obszarze Polski i Europy Środkowej. Termin westerlies zdefiniowano jako napływ mas powietrza z zachodu (wiatr geostroficzny SW-NW na poziomie morza) w warunkach występowania strefowej formy cyrkulacji środkowo-troposferycznej (forma w według klasyfikacji Vangenheima-Girsa). oceniono, że taka aktywna postać westerlies („zonal westerlies”) występuje średnio w ciągu ca 1/4 dni w roku.
     Dokonano przeglądu wybranych wskaźników klimatologicznych charakteryzujących westerlies – uwzględniono obserwowane rozkłady kierunków wiatrów dolnych oraz wiatru geostroficznego na poziomie morza, frekwencję zachodnich typów cyrkulacji oraz frekwencję mas powietrza polarno-morskiego świeżego (tab. 4).
     Według Nowosada [2017] składowa zachodnia przepływu powietrza nad Europą Środkową między 40 i 65ºN utrzymuje się średnio przez ca 2/3 dni w roku. Średnia wartość składowej zachodniej cyrkulacji nie przekracza na tym obszarze 2 m/s. W pobliżu 55. równoleżnika – nad południowym Bałtykiem i północną Polską – zachodnia składowa wynosi średnio 3 m/s, podczas strefowej formy cyrkulacji w – osiąga 7 m/s [tab. 1; Marosz, kożuchowski 2019].
     Strefowa forma W w większości przypadków (>50%) formuje wiatry dolne o kierunkach WSW, W i WNW. Formie cyrkulacji południkowej E odpowiadają wiatry ESE-WSW, a formie C – wiatry WNW-NNE (ryc. 7, tab. 5). Na podstawie danych z 56 stacji meteorologicznych w Polsce [Lorenc 1996] określono średni rozkład częstości kierunków wiatrów dolnych na obszarze Polski (rys. 4). Przedstawiono także rozkład kierunków wiatru geostroficznego nad Polską według danych z opracowania Marosza [2016]. w obu przypadkach obserwuje się największy udział wiatrów z sektora zachodniego (SW-NW) w ogólnej frekwencji kierunków wiatru (około 47%). Widać także przewagę częstości wiatrów z sektora zachodniego (SW-Nw) nad wiatrami z sektora wschodniego (SE-NE) oraz przewagę wiatrów SW-SE nad wiatrami NW-NE. (tab. 3). względnie wysoka częstość kierunków SW-SE dotyczy zwłaszcza wiatrów dolnych i może świadczyć o zmianach kierunku wiatru w warstwie tarciowej. Średnia prędkość wiatrów dolnych wynosi 3,5 m/s, odpowiadająca jej wartość modułu wiatru geostroficznego – 7,4 m/s.
     Westerlies są istotnym czynnikiem cyrkulacyjnym klimatu Polski, jednak częstość ich występowania nie jest zbyt wielka. Zarówno częstość wiatrów zachodnich, jak i ich prędkość wzrastają w okresach panowania strefowej formy cyrkulacji środkowo-troposferycznej (W). Zebrane statystyki wiatrów wskazują ponadto na znaczenie względnie wysokiej częstości południkowych form cyrkulacji, kształtujących kierunki adwekcji nad Polską.