Masy atmosferyczne

 

Andrzej A. Marsz (wszelkie prawa autorskie zastrzeżone) materiał pierwotnie przygotowany dla studentów nawigacji AM w Gdyni


Definicja z komentarzami

Masą atmosferyczną nazywa się pewną wielką objętość powietrza o względnie jednorodnych właściwościach termodynamicznych i optycznych.

Komentarz do definicji
1. Co oznacza "...pewna, wielka..."? Określenie "pewna" oznacza niezdefiniowanie rozmiaru oraz właściwości masy. Definicja określa w tym określeniu jedynie to, że masa atmosferyczna ma skończoną objętość. Pod określeniem "wielka" kryje się rząd wielkości - zazwyczaj masa atmosferyczna rozpościera się na powierzchni od kilku do kilkunastu mln km2 i sięga do wysokości od 2 do 3, niekiedy nawet 4 km powyżej powierzchni Ziemi. Nie ma (nie występują) masy o małej objętości, rzędu powierzchni podstawy kilkuset tysięcy czy kilkuset km2. Nie będzie więc np. masy w skali Polski, powiatu czy nawet Wielkiego Kacka (mimo że wielki).

2. Co należy rozumieć pod pojęciem "właściwości termodynamicznych"? Chodzi po prostu o to, że masa atmosferyczna ma określony zasób ciepła, charakteryzowany przez temperaturę powietrza w niej występującą  i określony zasób wilgoci (pary wodnej) występujący w danej masie. Zasób pary wodnej w masie określa również zasób ciepła - w procesach kondensacji ujawnia się poprzednio pobrane jako utajone ciepło parowania, ciepło kondensacji.

3. Co należy rozumieć przez określenie "...względnie jednorodne..."? Chodzi po prostu o to, że w obrębie tej samej masy temperatury powietrza i pionowe gradienty temperatury powietrza oraz wartości prężności pary wodnej na danej wysokości są podobne do siebie. Nie są one jednakowe, bo takie być nie mogą, choćby ze względu na występujące różnice regionalne (zmiany szerokości i długości geograficznej na obszarze, nad którym znajduje się masa, oraz inne przyczyny), ale mieszczą się w pewnym, dość wyraźnie określonym zakresie zmienności. Temperatura i wilgotność powietrza w obrębie danej masy, mimo różnic, są bardziej do siebie podobne, niż do temperatury i wilgotności powietrza zmierzonych w innej, sąsiadującej masie.

4. Co rozumie się pod określeniem "... właściwości optyczne ..."? Ogólnie chodzi o przezroczystość powietrza. Przezroczystość powietrza najogólniej zależy od występowania w powietrzu produktów kondensacji pary wodnej (mikrokrople tworzące mgły, krople i cząstki lodu tworzące opady,...) oraz znajdujących się w powietrzu innych cząstek stałych, nie będących produktami kondensacji pary wodnej. Te ostatnie to różnego rodzaju pyły pochodzące z powierzchni Ziemi i dostające się do troposfery w wyniku działania procesów naturalnych (np. podnoszone przez wiatr z powierzchni pustyni pyły mineralne, cząstki aerosolu morskiego z powierzchni oceanu, pyłek z kwitnących właśnie sosen, ...) oraz wprowadzanych do atmosfery w wyniku działalności człowieka (cząstki stałe z niespalonych do końca paliw, cząstki pyłowe ze ścieranych przez opony samochodowe nawierzchni autostrady i cząstki opon, ścierających się o powierzchnię autostrady, kurz z trzepanych przed Wielkanocą dywanów, ...). W wyniku ożywionej działalności gospodarczej, nad niektórymi obszarami zanieczyszczeń wprowadzanych przez człowieka do atmosfery jest dużo. Ponieważ występowanie produktów kondensacji pary wodnej jest silnie zmienne w czasie i przestrzeni oraz zależy od procesów funkcjonujących w samej masie, w przypadku charakteryzowania właściwości optycznych masy bierze się pod uwagę występowanie w niej zanieczyszczeń pyłowych. Zmniejszanie przezroczystości masy przez występujące w niej produkty kondensacji pary wodnej jest pomijane.

Jak dochodzi do kształtowania się masy atmosferycznej?

Wyobraźmy sobie taką sytuację, że nad obszar Północnej Afryki (Sahara, Sudan) napływa powietrze (obojętnie skąd) i następnie zalega nad tym obszarem. Ponieważ podłoże jest tu silnie nagrzane, powietrze zaczyna się nagrzewać od podłoża. W dolnej troposferze pionowe gradienty termiczne rosną i szybko powstają warunki dla wykształcenia się równowagi chwiejnej. Silnie nagrzane powietrze odrywa się od powierzchni i rozpoczyna unosić do góry. W trakcie unoszenia miesza się turbuletnie z powietrzem otaczającym i średnia temperatura warstwy, w której odbywają się pionowe ruchy powietrza, rośnie (typowy obraz intensywnego przekazu ciepła jawnego z podłoża do atmosfery). Występowanie ruchów pionowych będzie trwało tak długo, aż w całej warstwie, dokąd sięgać będą ruchy pionowe, pionowy gradient temperatury się nie wyrówna, osiągając wartość 1 deg/100 m (przejście z równowagi chwiejnej do równowagi obojętnej). W rezultacie takiego procesu dojdzie do wydatnego wzrostu temperatury tego powietrza.
Podłoże na omawianym obszarze (Północna Afryka) nie jest specjalnie silnie uwilgotnione - występują tu pustynie i półpustynie. Stąd też powietrze to nie jest w stanie wzbogacić się w parę wodną. Wzrost temperatury pociąga za sobą spadek wilgotności względnej (i wzrost niedosytu wilgotności) i powietrze staje się powietrzem relatywnie suchym. Tak więc, powietrze to, wraz ze wzrostem temperatury będzie coraz to bardziej suche.
Każdy powiew wiatru podnosić będzie z powierzchni drobiny pyłów (teren pozbawiony zwartej pokrywy roślinnej, suchy). Pył znajdujący się w przyziemnej warstwie powietrza zostaje wynoszony do góry, wraz z prądami wstępującymi. Wraz z upływem czasu, stopień zapylenia tego powietrza rośnie a jego przezroczystość się zmniejsza.
W rezultacie takich procesów, po kilku dobach zalegania powietrza nad Północną Afryką powietrze to stanie się gorące, relatywnie bardzo suche a jego przezroczystość będzie mała. Dalsze przebywanie powietrza nad obszarem Północnej Afryki nie będzie już powodowało zachodzenia w nim zmian. W ten sposób wykształciła się masa powietrza o określonych właściwościach termodynamicznych i optycznych. Wysoka temperatura, duża suchość i silne zapylenie będą charakterystyczne zarówno dla pewnych objętości tego powietrza, które znajduje się nad Saharą Hiszpańską, środkową Libią, południowym Egiptem czy nad Czadem, jak i dla całej jego objętości nad rozpatrywanym obszarem.
Jak widać, powietrze nabrało właściwości od podłoża. Taki proces, w którym powietrze nabiera zespołu pewnych specyficznych cech od podłoża określa się mianem formowania masy atmosferycznej. Obszar, nad którym dochodzi do formowania się masy, a masa może przybrać od niego specyficzne cechy nosi nazwę obszaru źródłowego.

Jeśli teraz taka wielka objętość powietrza, pod wpływem cyrkulacji atmosferycznej zostanie wyruszona ze swojego położenia i przemieści się nad inny obszar, na przykład nad południową i środkową Europę, jej właściwości nie mogą błyskawicznie ulec zmianie. Potrzeba na to czasu. Przeniesiona w ciągu 2-3 dób masa atmosferyczna znad Północnej Afryki, mimo, że będzie przemieszczać się nad obszarami o innych właściwościach (np. nad Morzem Śródziemnym) przyniesie z sobą bardzo mało zmienione te cechy (temperaturę, wilgotność, przezroczystość), których nabrała nad obszarem źródłowym. Zdolność masy do zachowania przez pewien czas właściwości nabytych nad obszarem źródłowym nazywa się konserwatywnymi właściwościami mas atmosferycznych.

Wracając do przykładu, można powiedzieć, że wraz z nadejściem takiej masy nad obszar np. Półwyspu Bałkańskiego, Węgier i Rumunii, temperatura powietrza będzie bardzo wysoka, wilgotność powietrza mała i wystąpią zmętnienia. Widać wyraźnie, że jeśli uda się określić charakter napływającej nad dany obszar masy atmosferycznej, z dobrym przybliżeniem określić będzie można przynajmniej niektóre cechy pogody, jaka wystąpi nad danym obszarem. Aby w sposób pełny scharakteryzować pogodę, jaka wystąpi na danym obszarze wraz z nadejściem określonej masy, trzeba dodatkowo uwzględnić procesy interakcji (współoddziaływania) tej masy z podłożem, co wymaga przeprowadzenia analizy pogody wewnątrzmasowej. Tym nie mniej, już z tego naiwnego opisu wynika, że przydatność znajomości charakterystyk mas atmosferycznych w prognozowaniu zmian pogody czy interpretacji map synoptycznych jest oczywista.


Geograficzna klasyfikacja mas atmosferycznych

W różnego rodzaju podręcznikach spotkać się można z różnymi klasyfikacjami mas atmosferycznych. Klasyfikacje typu "masy chłodne - masy ciepłe", "masy suche - masy wilgotne", "masy chwiejne - masy stateczne" posiadają walor klasyfikacji względnych; nie ma na przykład mas, które w każdych warunkach będą masami statecznymi czy chwiejnymi, tylko ekstremalne pod względem zróżnicowania termicznego masy będą mogły być traktowane zawsze jako ciepłe lub chłodne.

Podstawową klasyfikację mas jest geograficzna klasyfikacja mas atmosferycznych. U jej podstawy leży charakter obszaru źródłowego masy. Uwzględnia ona, w generalizujący sposób, właściwości cieplne podłoża, wyróżniając masy właściwe danym strefom geograficznym o odpowiednim charakterze reżimu bilansu cieplnego. Idąc od biegunów (tu północnego), można kolejno wyróżnić strefy klimatyczne, charakteryzujące się pewnymi podobieństwami ich reżimu cieplnego. Będą to kolejno:

  • strefa arktyczna, w której przez cały rok bilans cieplny jest ujemny. W okresie zimy bilans cieplny osiąga duże wartości ujemne, w okresie lata znacznie mniejsze, ale również znak bilansu jest ujemny. W związku z tym występujące w tej strefie temperatury powietrza przez cały rok będą niższe od zera stopni Celsiusza. W okresie zimy temperatury powietrza będą bardzo niskie - średnio temperatura powietrza będzie mieścić się w przedziale od -45 - -40 do minus kilkunastu°C, w okresie lata wynosić będzie od minus kilku do minus kilkunastu stopni Celsiusza. Odpowiednikiem strefy arktycznej na półkuli południowej jest strefa antarktyczna; temperatura powietrza w czasie antarktycznej zimy jest (może być) niższa od 10 do 20°, w czasie antarktycznego lata (grudzień, styczeń, luty) jest niższa przeciętnie od temperatury w strefie arktycznej o podobną wartość.
  • strefa umiarkowana, w której bilans cieplny wykazuje bardzo duże zmiany sezonowe. W okresie, gdy Słońce góruje nad tą samą półkulą, na której znajduje się strefa umiarkowana, bilans cieplny jest tam dodatni, temperatura powietrza wynosi od kilku do 10°C na północnej granicy zasięgu, do dwudziestu-kilku stopni na południowej granicy zasięgu. W okresie zimowym bilans cieplny w tej strefie jest ujemny, temperatura powietrza mieści się w granicach od plus kilku stopni na granicy zasięgu skierowanej w stronę równika do minus kilku nad wodami, minus kilkudziesięciu (-30 do -60°C) nad lądem na granicy ze strefą arktyczną. W rezultacie w tej strefie obserwuje się duże zróżnicowanie temperatury powietrza między latem a zimą. Zimowe powietrze strefy umiarkowanej (nazywane powietrzem polarnym) jest chłodne czy wręcz zimne (dotyczy półkuli północnej), letnie powietrze polarne jest powietrzem ciepłym.
  • strefa zwrotnikowa, w której w ciągu całego roku bilans cieplny jest dodatni, jednak w okresie, gdy Słońce kulminuje nad strefą zwrotnikową danej półkuli, temperatura powietrza bardzo silnie wzrasta, dochodząc do 28-40°C. Przy kulminacji Słońca na drugiej półkuli temperatura powietrza nieco się obniża, nie spadając jednak poniżej wartości około 20°C. Tak więc, mimo występowania w ciągu całego roku wysokiej temperatury powietrza (=> 20°C), zaznacza się w jej przebiegu wyraźna zmienność sezonowa.
  • strefa równikowa, w której w ciągu całego roku występuje wysoki i wyrównany dodatni bilans cieplny. Zmiany wysokości Słońca w kulminacji są tam niewielkie, również sezonowa różnica długości dnia i nocy jest mała. W związku z tym temperatura powietrza w tej strefie będzie stale wysoka (26-35°C) i nie będzie wykazywała większych zmian w ciągu roku.

Dodatkowym czynnikiem różnicującym masy są najbardziej fundamentalne odmienności w rodzaju podłoża - oceanicznym i kontynentalnym. Powietrze formujące się nad obszarami oceanów i większych mórz może być silnie nasycone parą wodną, gdyż zasoby wilgoci w podłożu, z którego odbywa się parowanie są praktycznie niewyczerpane. Masy powietrza formujące się nad obszarami kontynentalnymi nie mogą zawierać większych ilości pary wodnej, gdyż z powierzchni lądowych nie może wyparować więcej wody, niż wcześniej spadnie na nie w postaci opadów (faktycznie trzeba tu uwzględnić jeszcze "straty" opadów na odpływ oraz na infiltrację, czyli wsiąkanie w głąb gruntu). Ponieważ ciepło właściwe wody jest bardzo duże, powierzchnie morskie i oceaniczne mają wielką pojemność cieplną - pod wpływem dochodzącej radiacji słonecznej nagrzewają się stosunkowo wolno. Wielka ilość ciepła "zmagazynowanego" w warstwie powierzchniowej wody jest oddawana do atmosfery w okresie chłodnej pory roku (o ile taka występuje w danej strefie). To powoduje, że temperatura powierzchni oceanu jest stosunkowo wyrównana w ciągu roku. Na otwartych powierzchniach oceanu roczna amplituda temperatury powierzchni oceanu jest mała - od 1-2 deg w strefie podrównikowej do 7-8 deg w strefie umiarkowanej i ponownie maleje do 3-4 deg w strefie subpolarnej. Tym samym i roczne amplitudy temperatury powietrza formującego się nad wodami są stosunkowo małe. Powierzchnie lądowe silnie zmieniają swoją temperaturę - w okresie silnego napromieniowania temperatura powierzchni np. pustyni (Sahara) może dochodzić do 70°C, w okresie bezchmurnej nocy temperatura podłoża na tej samej pustyni spaść może do kilkunastu °C. To samo dzieje się w cyklu rocznym; w strefie klimatu umiarkowanego latem temperatura podłoża może osiągać 40 i więcej stopni, zimą spaść może do minus kilkunastu czy nawet minus kilkudziesięciu °C (np. w Kanadzie, na Syberii Wschodniej). W rezultacie i masy powietrza formujące się nad kontynentami charakteryzować się będą znacznie większą od oceanów roczną amplitudą temperatury. Powierzchnie lądowe i oceaniczne nie są związane z określonymi strefami cieplnymi Ziemi, stąd podział ten nazywany jest często podziałem astrefowym. W rezultacie działania czynnika astrefowego należy wyróżniać masy powietrza morskiego i powietrza kontynentalnego. Wilgotność względna, typowa dla uformowanych mas powietrza morskiego, wynosi około 80-85%.

Nakładając jeden podział na drugi (astrefowy na strefowy) uzyskuje się geograficzną klasyfikację mas atmosferycznych, w której wyróżnia się:

  • Powietrze Arktyczne kontynentalne (PAk),
  • Powietrze Arktyczne morskie (PAm),
  • Powietrze Polarne kontynentalne (PPk),
  • Powietrze Polarne morskie (PPm),
  • Powietrze Zwrotnikowe kontynentalne (PZk),
  • Powietrze Zwrotnikowe morskie (PZm),
  • Powietrze Równikowe (PR).

Powietrza Równikowego nie dzieli się na kontynentalne i morskie. Przyczyna tego leży w tym, że w strefie równikowej występują obfite opady, przy czym są one rozłożone względnie równomiernie w ciągu całego roku. W efekcie, masy powietrza formujące się w strefie równikowej nad lądami mogą być w ciągu całego roku niemal całkowicie nasycone parą wodną. Ponieważ pod względem zawartości wilgoci powietrze równikowe występujące nad oceanami i nad kontynentami nie różnią się, nie ma większych różnic również i w sezonowym przebiegu temperatury podłoża oceanicznego i kontynentalnego, nie ma sensu dzielić tej masy na powietrze lądowe i morskie.

Układ stref bilansu cieplnego na Ziemi jest symetryczny. Na półkuli południowej występować będą więc kolejne strefy tworzenia się mas Powietrza Zwrotnikowego i Powietrza Polarnego. Dla odróżnienia mas formujących się w najwyższych szerokościach, powietrze formujące się nad pokrytą lądolodem Antarktydą i wodami wokółantarktycznymi pokrytymi przez zwarte lody morskie  nazywa się Powietrzem Antarktycznym (skrót PAn). Powietrze to ma cechy powietrza kontynentalnego.

Obszary źródłowe i właściwości mas atmosferycznych

Powietrze Arktyczne kontynentalne (PAk)
PAk tworzy się w wysokich szerokościach geograficznych nad obszarami lądowymi, pokrytymi przez cały rok śniegiem i lodem (lądolodem; Grenlandia) oraz nad akwenami pokrytymi zwartą (>7) pokrywą lodów morskich. Pokrywa lodowa o dużej zwartości odcina strumień ciepła z oceanu do atmosfery - ciepło przez lód może przenikać jedynie w drodze przewodnictwa cieplnego; ten proces jest jednak bardzo mało efektywny. To powoduje, że nie większych różnic we właściwościach powietrza formującego nad zlodowaconymi obszarami lądów w wysokich szerokościach, a nad zwartą powierzchnią lodów morskich w tych samych szerokościach.
W okresie zimowym zasięg obszarów źródłowych mas PAk rozszerza się, sięgając do brzegów Ameryki, Azji i NE krańców Europy, w okresie lata kurczy się, obejmując Grenlandię, środkową i północną część Archipelagu Kanadyjskiego oraz akweny centralnych części Północnego Oceanu Lodowatego (powyżej 80°N w sektorze atlantyckim, 75-80°N w pozostałych sektorach).
Cechą mas PAk jest ich niska temperatura; zimą przeciętnie od -35 do -25°, latem od minus kilkunastu do minus kilku °C. W masie tej najczęściej występuje układ inwersyjny (najniższa temperatura przy powierzchni Ziemi), stąd, zwłaszcza zimą temperatura przy powierzchni jest znacznie niższa od podanej. W warunkach niskiej temperatury, ilość pary wodnej, potrzebnej do nasycenia powietrza jest mała. Z tego względu zasób pary wodnej w PAk jest minimalny (typowe prężności aktualne od ułamka do 2 hPa), mimo że wilgotność względna jest stosunkowo duża (~60%). Przezroczystość naturalna PAk jest doskonała; w warunkach pokrycia powierzchni lodem i śniegiem, do atmosfery nie mogą dostać się pyły i aerosole, obniżające przezroczystość powietrza. Również zanieczyszczenia antropogeniczne nie dostają się do atmosfery (nie jest to strefa, w której działalność człowieka jest intensywna). Z tego względu, jeśli tylko w PAk nie występują produkty kondensacji pary wodnej, widzialność może być doskonała (VV = 9).
W przypadku ogrzania się powietrza z masy PAk nad powierzchnią lądową (np. latem lub w przejściowych porach roku), w powietrzu tym gwałtownie rośnie niedosyt wilgotności i powietrze to staje się bardzo suche. Nad wodami powietrze to gwałtownie się ogrzewa, ale jednocześnie bardzo szybko wzbogaca się w parę wodną, przez co bardzo szybko (~12 godzin) transformuje się w powietrze PAm (Powietrze Arktyczne morskie: patrz niżej - procesy transformacji).

Powietrze Arktyczne morskie (PAm)
PAm tworzy się w wysokich szerokościach geograficznych w ciągu całego roku nad wodami pokrytymi mniej zwartą pokrywą lodową (> 7) lub wodami o ujemnej temperaturze. Temperatura Powietrza Arktycznego morskiego jest niezbyt niska - od -2°C do kilku stopni poniżej zera (tylko wyjątkowo poniżej -10°C). Wilgotność względna tego powietrza jest duża - jest ono nasycone parą wodną w granicach 80-85%, co oznacza, że jego prężność aktualna zawiera się w granicach od około 4 hPa do około 2 hPa. Jest to, w sprzyjających warunkach wystarczająco duża wilgotność, aby w masie PAm mogły rozwijać się intensywnie chmury o budowie pionowej (równowaga skrajnie chwiejna). Przezroczystość mas PAm jest doskonała.
W przypadku wejścia masy PAm nad cieplejsze od masy podłoże lądowe, masa ta ogrzewając się staje się bardzo sucha (wzrost niedosytu wilgotności). Przy wejściu nad wody o wyższej temperaturze, jednocześnie ze wzrostem temperatury powietrza następuje gwałtowny wzrost prężności pary wodnej w powietrzu (silne parowanie z powierzchni morza), rosną pionowe gradienty temperatury i rozwijają się silne i bardzo silne prądy wstępujące (silna konwekcja). Dla przetransformowania się PAm w PPm wystarczy około 24-48 godzin (z t = -2 do t = +10-12°C na wysokości 10 m nad wodą, przy utrzymaniu wilgotności względnej nie niższej niż 80%.

Powietrze Polarne kontynentalne (PPk)
PPk tworzy się nad obszarami wewnątrzkontynentalnymi szerokości umiarkowanych półkuli północnej (Syberia, Mongolia, północne Chiny, północna część Stanów Zjednoczonych, Kanada). Na półkuli południowej w tych szerokościach większych masywów lądowych brak, stąd też masy PPk są tam nieznane.
Zimowe PPk jest bardzo silnie wychłodzone; jego temperatura to przeważnie 20-40°C poniżej zera. Wilgotność tego powietrza jest mała, jest to powietrze suche, o znikomych zasobach pary wodnej (wartość e to najczęściej ułamek hPa). Przezroczystość zimowego PPk jest zła; w powietrzu znajduje się dużo części pyłowych, znacza ich część to zanieczyszczenia antropogeniczne (zanieczyszczenia przemysłowe, produkty spalania). W zimowym PPk odnotowuje się najniższe temperatury powietrza - niższe niż w PAk.
Letnie PPk charakteryzuje się relatywnie wysokimi temperaturami - od +10 na północnych granicach zasięgu do +25-28°C na południowych granicach zasięgu. Jest to powietrze suche (niska wilgotność względna), ale w porównaniu do powietrza zimowego znacznie bogatsze w parę wodną (e = 3-8 hPa). Przezroczystość letniego PPk jest zła - powietrze jest silnie zapylone. Silne zapylenie i zanieczyszczenie PPk, oprócz jego temperatury, stanowi ważną cechę diagnostyczną, pozwalającą na wizualne rozpoznanie tej masy.

Powietrze Polarne morskie (PPm)
PPm tworzy się nad oceanami i morzami strefy umiarkowanej - nad Północnym Atlantykiem, Północnym Pacyfikiem,. a przede wszystkim nad rozległymi przestrzeniami Oceanu Południowego i graniczącymi z nim częściami Pacyfiku, Oceanu Indyjskiego i Atlantyku. Powietrze to charakteryzuje się bardzo małymi zmianami temperatury w ciągu roku - zmienność temperatury z dobrym przybliżeniem odpowiada rocznej zmienności temperatury wody. Ponieważ roczna amplituda temperatury wody mieści się w granicach 4-8°C, różnica między zimową a letnią temperaturą powietrza jest niewielka. Przeciętnie PPm z północnej granicy zasięgu ma zimą 4-6°C, latem 8-10°C, z południowej granicy zasięgu zimą 17-19°C, latem 18-22°C. Wilgotność względna PPm wynosi 80-85%, co przy przeciętnej temperaturze około 10 (zima) - 15°C (lato) daje zasób pary wodnej w powietrzu (e) około 10-14 hPa. Jest to bardzo duży zasób pary wodnej w powietrzu (temperatura punktu rosy około 8-12°C). Przezroczystość naturalna PPm jest bardzo dobra, niższa jednak od mas PAk i PAm.
Mimo, że PPm w niewielkim stopniu zmienia swoją temperaturę w ciągu roku, jego adwekcje na wschód w okresie letnim pociągają za sobą spadki temperatury, w okresie zimowym - silne wzrosty temperatury powietrza. Jeśli na przykład nad obszar Bałtyku w okresie letnim wejdzie słabo przetransformowane PPm z szerokości 50-55°, przyniesie ze sobą temperaturę 14-16°C, co zostanie odczute jako głębokie ochłodzenie [PPm wyprze PPk], zimą, z adwekcją słabo przetransformowanego PPm nastąpi wzrost temp[eratury powietrza do 4-6 (lub nieco więcej) stopni Celsiusza, co stanowić będzie silny wzrost temperatury powietrza (na lądzie gwałtowna odwilż).

Powietrze Zwrotnikowe kontynentalne (PZk)
PZk formuje się nad obszarami wewnątrzlądowymi (wewnątrzkontynentalnymi) strefy zwrotnikowej i podzwrotnikowej obu półkul (patrz mapa poniżej). Obszary, nad którymi formują się masy PZk to obszary pustynne lub półpustynne, w większości pozbawione zwartej pokrywy roślinnej. Temperatura podłoża jest tu bardzo wysoka, szczególnie wysoka w okresie, w którym Słońce kulminuje nad daną półkulą. W rezultacie temperatura PZk jest również bardzo wysoka - 20-30°C w okresie gdy Słońce kulminuje na przeciwnej półkuli, 30-40°C w okresie, gdy Słońce kulminuje nad obszarami źródłowymi. Wilgotność PZk jest bardzo niska - często wilgotność względna spada do kilku %, przeważnie jednak jest to od kilkunastu do ponad 20% (typowe wartości tp = 30-35°C, td ~8-13 hPa). Zasób pary wodnej w tym powietrzu jest niewielki, znacznie jednak większy niż na przykład w PAm. Poza wyjątkowymi przypadkami, nie może jednak dojść do obniżenia temperatury tego powietrza do jego temperatury punktu rosy, stąd też zasób pary wodnej w tej masie praktycznie nie ma znaczenia. Przezroczystość PZk jest zła - powietrze jest silnie zapylone, z reguły napływowi tej masy towarzyszy silniejsze lub słabsze zmętnienie. Suchość podłoża i brak pokrywy roślinnej powoduje, że każdy ruch powietrza unosi mniejszą lub większą ilość pyłów z podłoża, którą następnie konwekcja transportuje nawet do wysokości środkowej troposfery. Często występują tu burze pyłowe i piaskowe, wynoszące pył z pustyń na wielkie odległości. PZk jest powietrzem bardzo gorącym, bardzo suchym i silnie zapylonym. Spośród wszystkich mas atmosferycznych PZk charakteryzuje się najgorszą przezroczystością.

Powietrze Zwrotnikowe morskie (PZm)
PZm formuje się nad obszarami oceanicznymi strefy zwrotnikowej i podzwrotnikowej obu półkul (Atlantyk: 40-35°N do 15-10°N oraz 8-40°S, Pacyfik 40-15°N oraz  0-35°S, Ocean Indyjski - nad północną częścią zimą półkuli północnej od linii brzegowej do 5°N, latem półkuli północnej Powietrze Zwrotnikowe morskie nad tą częścią Oceanu Indyjskiego się nie tworzy, Ocean Indyjski na S od równika - od 40°S (lato S płk.) do 35°S (zima S płk.) do 8-5°S). Powietrze to na swojej dobiegunowej granicy zasięgu ma temperaturę od 20 do 22°C, przy granicy z Powietrzem Równikowym - około 28°C. Wilgotność względna tego powietrza to 80-85%, co oznacza, że zasób pary wodnej w nim zawarty jest ogromny (około dwukrotnie większy, niż w PPm; e od około 20 do 32 hPa; td w przedziale od 17 do 26°C). Sezonowe zmiany temperatury tego powietrza nieco wyraźniej zaznaczają się na dobiegunowych granicach zasięgów, gdzie mogą dochodzić do 3-4°C, w środkowych rejonach formowania się stają się minimalne (1-2°C). Przezroczystość PZm jest dobra do bardzo dobrej, nieco gorsza od PPm. Przyczyną nieznacznego pogorszenia przezroczystości PZm jest  bardzo duża zawartość pary wodnej w tym powietrzu.

Powietrze Równikowe (PR)
Masy Powietrza Równikowego formują się nad obszarami lądowymi i morskimi w strefie równikowej, z tym, że ich występowanie jest nieciągłe (to znaczy, że nie tworzą ciągłego pasa wokół Ziemi). Nie występują nad wschodnią częścią Afryki [Somalia i zachodnią częścią Morza Arabskiego].
W styczniu, na Pacyfiku od linii zmiany daty (180°) tworzą wąski pas w całości znajdujący się na N półkuli (oś pasa średnio na 10°N) i kierujący się ku wybrzeżom Ameryki Środkowej. Nad Ameryką Południową zasięg obszaru źródłowego PR gwałtownie się rozszerza, obejmując basen Amazonki o północne części Wyżyny Brazylijskiej (patrz mapka), poczem ponownie południowa granica zasięgu dochodzi do równika, gdy północna granica zasięgu przebiega w przybliżeniu na 8°N.  Nad Afryką obejmuje południowe wybrzeża Zatoki Gwinejskiej, Zatokę Gwinejską, Basen Kongo i obszary położone od niego na S, przechodząc w Afryce Wschodniej na S od równika. Znad Afryki pas PR biegnie na wschód wzdłuż ~15°S w kierunku na N Australię. Na ~90°E pas PR rozszerza się, zwiększając swój zasięg ku północy, tak, że PR obejmuje również Archipelag Sundajski i S część Półwyspu Malajskiego. Dalej, powoli zwężającym się pasem biegnie na wschód, przechodząc na N półkulę w rejonie 180° (linii zmiany daty). Na Atlantyku zachodnim i środkowym najdalej na S strefa tworzenia się i występowania PR sięga w lutym-marcu, kiedy to przeciętnie lokuje się między 4°N a 5°S.
W lipcu (ogólnie latem półkuli północnej) pas występowania Powietrza Równikowego przesuwa się na N (patrz mapka - lipiec), przy czym największe zmiany zasięgu PR obserwuje się na obszarze N części Oceanu Indyjskiego i przyległych lądów. PR swoim zasięgiem obejmuje niemal cały subkontynent Indyjski, Indochiny wraz z Półwyspem Malajskim, sięgając po Południowe Chiny. Ta wielka zmiana zasięgu PR nad obszarem północnej części Oceanu Indyjskiego oraz S i SE Azji związana jest z cyrkulacją monsunową (patrz monsuny, monsun letni). Powietrze Równikowe tworzy się na Oceanie Indyjskim już na S od równika, ale w związku z przesunięciem się MSZ (Międzyzwrotnikowej Strefy Zbieżności, ITCZ) na północ, napływa tak daleko na N.
Masy Powietrza  Równikowego charakteryzują się średnią temperaturą 26-28°C i wilgotnością względną mieszczącą się w granicach 90-100% (średnio ~92-94%). Oznacza to, że prężność aktualna (e) tego powietrza mieści się w granicach 33-37 hPa, a temperatura punktu rosy (td) jest zazwyczaj od ułamka stopnia do 2-3°C niższa od temperatury powietrza. Przy takich parametrach termohigrycznych, masy PR są bardzo silnie chwiejne; wystarczy wyniesienie takiego powietrza na 100-300 m i już rozpoczynają się w nim procesy kondensacji, a tym samym równowaga chwiejna przekształca się w równowagę skrajnie chwiejną. Przezroczystość PR jest na ogół dobra, wyraźnie gorsza od przezroczystości PZm.

 Obszary źródłowe mas atmosferycznych na Ziemi w styczniu i lipcu wg P.R. Crowe, 1987 - częściowo zmienione przez autora. Zwróć uwagę na przesuwanie się zasięgów obszarów źródłowych w zależności od zmian stopnia nagrzania (pory roku) danej półkuli. Oznaczenie 1 na mapach stycznia i lipca - obszary lądowe strefy umiarkowanej, na których nieprzerwanie zachodzi wymiana mas powietrza morskiego i kontynentalnego. Przeważają na nich masy powietrza morskiego o różnym stopniu transformacji. Masy powietrza kontynentalnego mogą się tworzyć wyłącznie w okresie występowania długotrwałej pogody antycyklonalnej (radiacyjnej). Na obszarze Europy przeważnie transformacji ulega PPm w PPk, na Dalekim Wschodzie i południowej części kontynentu Ameryki Północnej znacznie częściej występuje proces transformacji PZm w PZk lub PPk; zależnie od pory roku. Nad Amerykę Północną PZm zarówno latem jak i zimą najczęściej napływa znad Zatoki Meksykańskiej. 2 - obszary, na których tworzy się PR. 3 na mapie z lipca - obszary, nad które napływa już uformowane PR z półkuli południowej (efekt letniej cyrkulacji monsunowej).
Powierzchnie oznaczone jako PZ na oceanach - obszary, na których przeważają masy powietrza aerologicznego (centralne części wyżów), które nie nabrały jeszcze typowych cech PZm. Również obszary, nad którymi formują się masy PZm, lecz w danej porze roku często obserwuje się wtargnięcia PPm, które następnie transformuje się w PZm, w związku z czym proces formowania mas PZm nie jest doprowadzony do końca i napotyka się masy cieplejsze od typowych mas PPm, nie osiągające jeszcze typowych dla PZm właściwości.

Powietrze aerologiczne
to powietrze osiadające w centralnych rejonach układów antycyklonalnych i osiowych partiach klinów wysokiego ciśnienia. Ponieważ powietrze to osiada z górnych warstw troposfery nie ma ono żadnych właściwości typowych dla podłoża. W zależności od pory roku i charakteru podłoża ulega procesom transformacji w masę typową dla rodzaju podłoża. Procesy transformacji uzależnione są od różnic temperatury podłoża i powietrza nad nim osiadającego. Szybka transformacja powietrza aerologicznego w powietrze typowe dla danej strefy i rodzaju podłoża, zachodzi wtedy, gdy temperatura podłoża jest wysoka lub zbliżona do temperatury osiadającego powietrza. Ma to miejsce gdy powietrze osiadające w układzie wyżowym latem, osiada nad silnie wygrzanymi powierzchniami lądów. W takim przypadku, w strefie umiarkowanej nad lądem latem, powietrze aerologiczne szybko transformuje się w ciepłe i bardzo suche powietrze polarne kontynentalne. Gdy podłoże jest silnie wychłodzone, osiadające powietrze aerologiczne początkowo ochładza się od podłoża i tworzy się układ silnej inwersji. Uniemożliwia ona dalszy dopływ osiadającego powietrza bezpośrednio do podłoża. Taka sytuacja występuje na przykład zimą w strefie umiarkowanej we wnętrzu kontynentów (np. pod obszarem Wyżu Syberyjskiego), gdzie mimo procesów osiadania powietrza z górnej i środkowej troposfery, w przyziemnej 1-2 kilometrowej warstwie powietrza tworzy się silna inwersja z bardzo niską temperaturą przy powierzchni terenu. Podobnie nad obszarami centralnych partii układu wysokiego ciśnienia nad obszarami oceanicznymi w strefie zwrotnikowej (np. Wyż Azorski) wobec znacznie niższej temperatury powierzchni morza od powietrza osiadającego, dochodzi do ochładzania osiadającego powietrza w warstwie przywodnej i tworzy się przywodna warstwa inwersyjna (o grubości kilkuset do 1000 metrów), na górnej granicy której występuje inwersja pasatowa.
Pojęcie mas powietrza aerologicznego było powszechnie wykorzystywane w analizie synoptycznej w latach 50-70-tych XX  wieku. Z chwilą wprowadzenia numerycznych metod prognoz pogody zaczęło stopniowo zanikać i obecnie w podręcznikach meteorologii synoptycznej przestało być używane.

 

Procesy transformacji mas atmosferycznych, właściwości mas przetransformowanych

Masa atmosferyczna, która nabrała swoich właściwości nad jakimś obszarem źródłowym zachowuje przez pewien czas zespół nabytych właściwości. Przechodząc nad obszarami o odmiennych właściwościach podłoża z czasem zmienia swoje właściwości, przekształcając się szybciej lub wolniej w inną masę atmosferyczną. Taki proces zmiany właściwości masy atmosferycznej i jej stopniowego przekształcania się nosi nazwę transformacji mas (krótko - transformacji).

Wyobraźmy sobie masę PPm, która zimą wchodzi z zachodu nad obszar Europy. Nad obszarem źródłowym masa taka ma temperaturę kilkunastu °C, wilgotność 80-85%. Przemieszczając się nad wodami wschodniej części N Atlantyku w szerokościach 45-55°N niemal nie zmienia swoich parametrów termicznych i higrycznych. Wchodząc nad wychłodzony ląd zachodniej Europy zaczyna powoli ochładzać się od dołu. Nad lądem ustają również strumienie ciepła z oceanu do atmosfery, które nad oceanem cały czas uzupełniały straty ciepła z powietrza na wypromieniowanie. W rezultacie temperatura w powietrzu systematycznie spada, co pociąga za sobą wzrost wilgotności względnej (temperatura powietrza zbliża się do jego temperatury punktu rosy). W takiej sytuacji pokonanie przez powietrze nawet niewysokich wyniosłości terenowych na obszarze Wysp Brytyjskich, Francji, Niemiec przyczynia się do wystąpienia opadów. W rezultacie tego zasób pary wodnej w powietrzu maleje wraz ze spadkiem temperatury, a wilgotność względna (przy ziemi) pozostaje nadal duża. Dochodząc do Europy Środkowej, nad Polskę i Bałtyk, temperatura w takim powietrzu spada do +4, +6°C, wilgotność względna utrzymuje się na poziomie ~80%, choć zasób pary wodnej (e), który nad obszarem źródłowym wynosił 14-15 hPa, teraz spadł do 7-9 hPa.  Masa taka nie jest już typowym PPm, gdyż jej temperatura i prężność aktualna (e) jest zdecydowanie mniejsza od wartości typowych dla zimowego PPm. Jednocześnie masa ta nie jest zimowym PPk, gdyż zarówno jego temperatura, zasób pary wodnej i wilgotność względna jest znacznie wyższa od typowych dla zimowego PPk. Cechy takiej masy wskazują wyraźnie na jej pierwotnie morskie pochodzenie. Masę taką możemy nazwać masą Powietrza Polarnego morskiego starego (oznaczenie PPms). Masa ta jest w tej chwili jest jeszcze bardziej "podobna" do masy morskiej, niż do masy kontynentalnej.
Idąc dalej na wschód - na przykład nad Rosję, stopniowo będzie się wychładzać, w części przez kontakt z chłodnym podłożem, głównie jednak wypromieniowując ciepło w Kosmos (IR - wypromieniowanie długofalowe). Już nad Białorusią jego temperatura będzie niższa od 0°C. Wraz ze spadkiem temperatury powietrza stopniowo dochodzić będzie do kondensacji, nadmiar pary wodnej ponad wartość E (prężności maksymalnej, która jest funkcją temperatury powietrza) będzie się wykraplał. W rezultacie, jeśli po kilku dniach takiej "wędrówki" to powietrze zalegnie gdzieś między Moskwą a Uralem, po dalszych kilku dniach jego temperatura może obniżyć się do minus kilkunastu °C, nawet jeśli jego wilgotność będzie bardzo duża (80-95%), to zasób pary wodnej będzie w nim znikomy (e ~2 hPa). Po drodze powietrze to wchłonie różnego rodzaju pyły, kurze i zanieczyszczenia (głównie antropogenicznego pochodzenia), w rezultacie jego przezroczystość zmniejszy się. Wobec występowania inwersji (cieplejsze podłoże wchodzi nad chłodniejsze od niego podłoże), zanieczyszczenia nie mogą być transportowane w wyższe warstwy atmosfery, przez co spadek przezroczystości będzie bardzo silny w najniższej troposferze.
Tak więc po kilkunastu dniach PPm, przechodząc stadium PPms, przetransformuje się w typowe zimowe PPk; silnie wychłodzone, suche (w rozumieniu znikomego zasobu pary wodnej) i o małej przezroczystości.

Przebieg procesów transformacji mas powietrza jest skomplikowany - zależy od wielu czynników jednocześnie. Po pierwsze - zależy od zasobów energii w powietrzu; im ten jest większy, tym więcej upłynąć musi czasu, aby doszło do transformacji. Po wtóre zależy od różnic temperatury powietrza i jego podłoża (a dokładniej - zasobów ciepła w podłożu; entalpii. Ponieważ temperatura i zasób pary wodnej w powietrzu jest taki jaki jest, a podłoże ma takie cechy, jakie ma, to najogólniej wszystko zależy od czasu. Im dłużej masa będzie znajdowała się nad obszarem o odmiennych cechach od cech jej obszaru źródłowego, tym silniej będzie przetransformowana (więcej szczegółów praktycznej natury - patrz identyfikacja mas atmosferycznych i określenie stopnia ich transformacji na mapach synoptycznych).

Jednak nie wszystko jest tu takie proste. Procesy transformacji nie zachodzą symetrycznie.
Masy powietrza kontynentalnego wchodząc nad ocean transformują się bardzo szybko. Jeśli masy te są chłodniejsze od wody, następuje gwałtowny przepływ ciepła i pary wodnej z oceanu do powietrza, rozwijają się silne prądy wstępujące, przenoszące ciepło i parę do takiej wysokości, do jakiej sięga konwekcja. Jeśli powietrze kontynentalne jest cieplejsze od wody, to nawet po ochłodzeniu jego dolnej warstwy od wody, z reguły jego temperatura nie osiągnie temperatury punktu rosy, a więc będzie występowało silne parowanie; tym silniejsze, im bardziej suche było to powietrze (Pamiętamy, że podstawową cechą mas kontynentalnych jest ich suchość). Z reguły w ciągu 24 godzin powietrze kontynentalne, które wyjdzie nad wody oceaniczne ulega przetransformowaniu w odpowiednie do strefy transformacji powietrze morskie. Z tej przyczyny nie wyróżniamy mas powietrza kontynentalnego starego.
Powietrze morskie zawiera stosunkowo dużo pary wodnej. W trakcie jego ochładzania dochodzi do procesów kondensacji, w związku z czym zmniejsza się stopniowo zawartość pary wodnej w powietrzu, ale wilgotność względna z reguły wzrasta, lub pozostaje podobna do wilgotności masy nad obszarem źródłowym. Jednocześnie procesom kondensacji towarzyszy wydzielanie ciepła kondensacji, które mocno opóźnia spadek temperatury powietrza. W przypadku wejścia mas powietrza morskiego nad chłodniejszy od nich ląd (lub wodę) w dolnej, przylegającej do podłoża warstwie powietrza tworzy się poziom inwersyjny. W zależności od turbulentności przepływu powietrza nad lądem ma on mniejszą lub większą miąższość. Poniżej górnej granicy poziomu inwersyjnego tworzą się chmury (St lub podinwersyjne Sc), które również ograniczają wypromieniowanie ciepła, a tym samym osłabiają tempo spadku temperatury. Jeśli powietrze morskie wchodzi nad cieplejszy od niego ląd, gwałtownie ogrzewa się od dołu. Rozwija się silna konwekcja, której towarzyszy rozwój chmur kłębiastych (Cu med, Cu con., w skrajnych przypadkach Cb). Temperatura powietrza powolnie rośnie, zasób pary wodnej w powietrzu zmniejsza (opady), wilgotność względna spada. Spadające opady w części parują, pobierając z powierzchni lądu ciepło parowania, co z jednej strony zmniejsza temperaturę podłoża, a tym samym strumień ciepła jawnego do atmosfery, z drugiej w części uzupełniają straty pary w powietrzu, co czyni, że wilgotność względna nie spada szybko.
W rezultacie, procesy transformacji mas powietrza morskiego w kontynentalne trwają długo, kilka do kilkunastu dób Znacznie szybciej zachodzą w przypadku, gdy podłoże ma wysoką, znacznie wyższą temperaturę od temperatury powietrza  (np. transformacja PPm w PZk), bardzo wolno w przypadku, gdy podłoże ma nawet znacznie niższą temperaturę od temperatury powietrza (transformacja masy PPm w PPk zimą).

Najczęściej zachodzi transformacja mas:

  • PAk w PAm. Sytuacja taka ma miejsce w przypadku wypływu powietrza PAk nad wody pokryte rozrzedzonym lodem morskim, lub na wody bez pokrywy lodu morskiego, nawet w sytuacji, kiedy ich temperatura wynosi kilka stopni powyżej zera. Następuje bardzo szybka transformacja; w przeciągu 24 godzin (w skrajnych przypadkach nawet mniej). Powietrze to w przywodnej warstwie ma temperaturę nieznacznie ujemną lub okołozerową, pionowy gradient temperatury jest bardzo duży (2 i wiecej °C/100 m), zasób pary wodnej wzrasta w tym powietrzu bardzo szybko, a wilgotność względna, mimo gwałtownego wzrostu temperatury, szybko rośnie do 75-85%.
  • PAm w PPm. Dalszy przepływ Powietrza Arktycznego morskiego nad cieplejszą od niego wodą prowadzi do przetransformowania się PAm do PPm. Potrzeba na to od 24 do 48 godzin.
  • PPm w PPms. Powietrze Polarne morskie wchodząc nad ląd powoli transformuje się w PPms. W przypadku, gdy podłoże jest chłodniejsze od powietrza procesy transformacji są stosunkowo powolne, szybciej przebiegają w przypadku, gdy podłoże jest cieplejsze od powietrza.
  • PZm w PPm. Procesy transformacji następują w przypadku występowania cyrkulacji południkowej, przy napływie mas PZm w wyższe szerokości geograficzne. Proces transformacji jest powolny.
  • PPm w PZm. Transformacja mas PPm następuje przy cyrkulacji południkowej, gdy masa PPm napływa w niższe szerokości. Proces transformacji jest bardzo szybki.

Identyfikacja mas atmosferycznych i określenie stopnia ich transformacji na mapach synoptycznych

Chcąc określić charakter pogody wewnątrzmasowej lub zorientować się z jakim stopniem aktywności frontu chłodnego możemy mieć do czynienia, albo jeśli tylko chcemy określić w jakim kierunku zmieniać się będzie temperatura powietrza na interesującym nas akwenie, musimy określić z jaką masą atmosferyczną mamy tam w danym momencie do czynienia. Podane dalej wskazówki stanowią bardzo duże uproszczenie w stosunku do praktyki synoptycznej, jednak opisane dalej działania są możliwe do przeprowadzenia na statku, gdzie dostęp do innych danych meteorologicznych niż mapy odbierane przez odbiornik faksymilograficzny lub sieć www przez INMARSAT jest ograniczony. Przedstawiona dalej metoda nie zajmuje również czasu, wymaga natomiast posiadania minimalnej wiedzy na temat obszarów źródłowych i właściwości mas atmosferycznych oraz ogólnego pojęcia o procesach transformacji mas.

Analizę taką przeprowadzamy na mapie synoptycznej dolnej (SLP), prowadzi się ją tak samo na mapach analiz, jak i na mapach prognoz. Pamiętamy, że układ izobar określa dynamikę mas powietrza. Zasadnicze cechy ruchu mas powietrza powyżej warstwy tarcia dobrze opisuje wiatr geostroficzny. Jeśli chcemy wiedzieć z jaką masą atmosferyczną mamy do czynienia nad interesującym nas obszarem należy sprawdzić skąd napływa nad ten obszar powietrze. Najprościej można to zrobić kierując się "pod wiatr" geostroficzny. Wiatr ten, jak pamiętamy wieje równolegle do izobar pozostawiając na półkuli północnej niższe ciśnienie po lewej, wyższe po prawej (na półkuli południowej niższe po prawej, wyższe po lewej). Stając "twarzą" do wiatru, kierunki te się odwrócą. Kierując się pod wiatr trafimy nad obszar źródłowy, czyli ten, nad którym formowała się masa. W ten sposób można określić pierwotne pochodzenie masy. Następnie należy sprawdzić, czy w trakcie przepływu powietrza przemieszcza się ono nad takim samym podłożem. Jeśli nie - zachodzić będą procesy transformacji danego powietrza w kierunku "dostosowywania" się jego właściwości (temperatury powietrza, zasobów pary wodnej w powietrzu, wilgotności względnej, przezroczystości) do rodzaju podłoża, nad którym przepływa. Stopień transformacji (czyli stopień "dostosowania" jego właściwości do właściwości podłoża) zależy od różnicy temperatury powietrza i podłoża (nazwijmy tą wielkość dalej (Tw - Tp); gdzie Tw - temperatura wody, Tp - temperatura powietrza) oraz od czasu, w jakim zachodzą procesy transformacji. Im większa jest różnica temperatury (Tw - Tp) tym szybciej będą zachodziły procesy transformacji. Przy ujemnych wartościach (Tw - Tp) [Tw < Tp, Tw << Tp] procesy transformacji obejmują tylko najniższe warstwy powietrza, wyżej leżące warstwy powietrza będą niemal nieprzetransformowane (aby nie komplikować sprawy, nie uwzględniamy tutaj rozmiarów turbulencji w przywodnej warstwie powietrza), sam proces transformacji będzie powolny. Im dłużej zachodzić będą procesy transformacji, tym również większy będzie stopień transformacji napływającej nad dany obszar masy powietrza.

Posłużmy się przykładem (mapa analizy poniżej). Interesuje nas, jaka masa atmosferyczna znajdować się będzie nad akwenem A, położonym na SE od Nowej Fundlandii. Obszar ten znajduje się na południowych peryferiach bardzo głębokiego układu niskiego ciśnienia z centrum w rejonie 57°N, 042°W. Kierując się z zachodniej części obszaru A "pod wiatr" (między izobarami 1016 a 1012 hPa) trafimy nad  Półwysep Labrador; tam odległości między izobarami wzrastają, a same izobary gwałtownie skręcają na W i wychodzą poza granice mapy. Możemy jednak sądzić, że powietrze napływa nad Labrador z zachodu - gdzieś znad Kanady. Nad obszarem Kanady i Labradoru tworzą się masy PPk. Patrzymy na datę - mapa pochodzi z drugiej połowy listopada; na tym obszarze panuje już zima, tak więc powietrze to będzie zimowym PPk, bardzo silnie wychłodzonym i suchym. Idąc "pod wiatr" ze wschodniej części obszaru A (między izobarami 1008 a 1004 hPa - patrz strzałki na mapie) trafimy nieco dalej na północ, nim odległość między izobarami zacznie wzrastać. Jest to obszar Cieśniny Hudsona , Ziemi Baffina i Basenu Foxe. Na tym obszarze panuje o tej porze roku zima, powierzchnia wód pokryta jest lodem morskim. Pamiętamy, że zimą jest to obszar źródłowy mas PAk (Powietrza Arktycznego kontynentalnego), podobnie bardzo wychłodzonego i bardzo suchego. Tak więc nad interesujący obszar napływa powietrze z NNW, które pierwotnie było bardzo silnie wychłodzone (temperatura od minus kilkunastu do minus dwudziestu kilku °C) i bardzo suche [zimowe PPk + zimowe PAk]. Powietrze to początkowo przepływa częściowo nad lodem morskim, częściowo nad wychłodzonym lądem, czyli nad powierzchnią typową dla podłoża obszaru źródłowego obu mas, później wypływa nad morze wolne od lodów. Przepływając nad lądem i zamarzniętym morzem powietrze to nie transformuje się, lub transformuje bardzo wolno. Przepływając nad morzem jest ono znacznie chłodniejsze od wody, różnice temperatury (Tw - Tp) są od kilkunastu do dwudziestu kilku stopni, będzie się więc bardzo szybko ogrzewało i nasycało parą wodną. Wiemy, że proces transformacji zależy od różnicy Tw - Tp i czasu. Musimy więc uwzględnić również prędkość przepływu powietrza nad wodą [Pamiętamy oczywiście, że v = D/t; gdzie v - prędkość, D - droga, t - czas, zatem t = D/v]. Im powietrze będzie szybciej przemieszczało się nad wodą, tym mniej czasu będzie miało na transformację. Widzimy, że odległości między izobarami od obszaru źródłowego do szerokości południowych krańców Nowej Fundlandii są bardzo małe, zatem prędkość wiatru musi być bardzo duża. Czas przepływu od obszarów źródłowych mas będzie również krótki, co oznacza, że stopień transformacji masy na tym odcinku jego drogi jest znikomy. Dalej, na S od Nowej Fundlandii odległości między izobarami rosną, czyli prędkość wiatru geostroficznego zmniejsza się. Rzut oka na skalę wiatrową wyjaśnia jednak, że poniżej Nowej Fundlandii prędkość wiatru geostroficznego jest  jeszcze duża - wynosi nie mniej niż 40 w [Co oznacza, że w ciągu godziny powietrze pokonuje odległość około 0.67° na kole wielkim]. Tak więc powietrze dotrze znad Nowej Fundlandii nad akwen A w ciągu od kilku do 10-12 godzin. Czas, w którym może zachodzić transformacja masy powietrza jest krótki i nie ma mowy, aby napływające powietrze zdążyło przetransformować się w Powietrze Polarne morskie (PPm), jakie powinno występować nad tym obszarem.
Jakie więc będzie napływało powietrze nad obszar A?    
Będzie to powietrze o temperaturze co najwyżej kilku stopni poniżej zera do zera °C, już stosunkowo bogate w parę wodną. Taki opis odpowiada zgrubnie właściwościom mas Powietrza Arktycznego morskiego. Możemy więc wnioskować, że nad akwenem A nastąpiło bardzo silne ochłodzenie, jest tu zimniej od kilku do kilkunastu °C, niż być powinno, a powietrze nad tym obszarem jest znacznie chłodniejsze od wody. Nad obszarem A oczywiście powietrze to transformuje się nadal, również po opuszczeniu jego granic, kierując się na E i SE. Patrząc na przebieg izobar na E od akwenu A widzimy wrysowaną na mapie linię frontu chłodnego i tuż za nią linię frontu wtórnego. Jest więc sprawą oczywistą, z jakich przyczyn front oznaczony jako chłodny jest frontem chłodnym. Masę występującą nad obszarem A identyfikujemy jako wykazującą właściwości PAm.
Traktując sprawę bardziej ogólnie, zauważamy, że gwałtowny spływ chłodnego powietrza na południe ma miejsce w tylnej części niżu (patrz mapa poniżej). Powietrze to jest wyprowadzane w niskie szerokości, powodując tam głębokie spadki temperatury. Zauważmy, że w przedniej części niżu (na wschód od frontu chłodnego) układ izobar jest tego rodzaju, że odbywa się przepływ powietrza z niższych szerokości w wyższe. Oznacza to zazwyczaj wzrost temperatury w przedniej górnej części niżu. Im bardziej "wyciągnięta" [Im dłuższa jest oś południowa (N-S) niżu w stosunku do osi równoleżnikowej (W-E). Szerzej na ten temat - patrz strona adwekcje] jest południkowa oś niżu oraz im w niżu jest większy gradient baryczny, tym asymetria temperatury powietrza między prawą górną a lewą dolną częścią niżu są większe. W tylnej i lewej dolnej części niżu dojdzie do głębokiego ochłodzenia, w przedniej, a zwłaszcza w prawej górnej części niżu dojdzie do silnego wzrostu temperatury powietrza w stosunku do przeciętnej dla danej pory roku uśrednionej temperatury strefowej.  Możemy więc sądzić, że na wschodnim wybrzeżu południowych krańców Grenlandii 18 listopada 2006 roku nastąpiło gwałtowne ocieplenie [A ponieważ wybrzeże Grenlandii jest tam górzyste i wznosi się bardzo stromo (do 2000 m w odległości 30-60 km od linii brzegowej), muszą nad tym obszarem występować również bardzo obfite opady orograficzne. Czemu muszą? Pomyślcie. Podpowiem - popatrzcie na mapę i uwzględnijcie rodzaj napływającej nad SE Grenlandię masy atmosferycznej].


Mapa analizy (SLP) z dnia 21 stycznia 2006 roku, godziny 1800 UTC, wydana przez MetOffice (Bracknell). Przykład silnej cyrkulacji południkowej nad atlantycko-europejskim sektorem cyrkulacyjnym

Poznając ogólne zasady określania masy atmosferycznej na przykładzie obszaru A, możemy przejść do przykładu B. Układ izobar wskazuje, że powietrze napływa nad obszar B z południa. Szerokość obszaru B to około 43°N. Idąc "pod wiatr" trafiamy na ramkę mapy, ale wiemy, że nawet w okresie zimowym w szerokościach trzydziestych formują się masy Powietrza Zwrotnikowego morskiego. Droga, którą przebywa masa PZm nad obszar B jest krótka, temperatura wody (podłoża) wysoka, tak więc mimo powolnego ruchu PZm na N, stopień jego transformacji powinien być niewielki. Tak więc oceniamy, że nad obszarem B występuje masa powietrza bardziej przypominająca PZm, niż formujące się nad tym obszarem PPm z południowej granicy zasięgu. Będzie więc cieplej, zasób pary wodnej w tym powietrzu będzie również nieco większy niż przeciętnie.

Nieco bardziej skomplikowana jest sytuacja nad Morzem Północnym (obszar C). Tu powietrze napływa z S i SW, znad Francji i Niemiec. Jeśli jednak pójdziemy dalej "pod wiatr" (patrz czerwone strzałki), trafiamy nad obszar południowej Europy, a jeszcze dalej (nieoznaczone), nad obszar Ukrainy i europejskiej części Rosji. Centrum wyżu (1052 hPa), po którego wschodnich, południowych, a w końcu zachodnich peryferiach napływa powietrze nad Morze Północne, lokuje się nad pograniczem Polski, Białorusi i Ukrainy.  Z wyżu tego, zstępujące z górnych warstw troposfery powietrze wolno "rozpływa się" nad kontynentem i nabiera właściwości od podłoża. Formuje się więc masa Powietrza Polarnego kontynentalnego. Jest to zimowe PPk, a wiec silnie wychłodzone i ubogie w parę wodną. Przed wejściem nad Morze Północne powietrze przepływa nad obszarami lądowymi, zachowuje więc swoje cechy. Taka uproszczona analiza pozwala twierdzić, że nad Morze Północne napływa masa zimowego PPk. Jest to powietrze o temperaturze od minus kilku do minus kilkunastu °C, suche, o relatywnie małej przezroczystości. Powietrze to będzie chłodniejsze nad SE częścią Morza Północnego, niż nad jego częścią północną.

Pytanie kontrolne: z występowaniem jakiej masy powietrza i o jakich cechach należy liczyć się na północnych krańcach Półwyspu Skandynawskiego, a jaką masą nad wschodnimi wybrzeżami Grenlandii w szerokościach powyżej 68°N (w warunkach przedstawionych na mapie powyżej)?

 

Odnośniki:

1. Para wodna stanowi główny nośnik ciepła w atmosferze; zasób ciepła w powietrzu określa tzw. temperatura ekwiwalentno-potencjalna, czyli temperatura, jaką miałoby powietrze o wyjściowym ciśnieniu 1000 hPa, gdyby cały znajdujący się w tym powietrzu zasób pary wodnej uległ wykropleniu. Im, przy danej temperaturze powietrza, w którym nie zachodzą jeszcze procesy kondensacji, większy zasób pary wodnej, tym wyższa temperatura ekwiwalentno-potencjalna. (Szerzej po polsku - patrz P.R.Crowe, Problemy klimatologii ogólnej, PWN, Warszawa, 1987, s. 268, porównaj z pojęciem temperatury potencjalnej - patrz S.P. Chromow, Meteorologia i klimatologia, PWN, Warszawa, 1969 (lub następne wydania), s. 60-70).

2.  Pyły wynoszone z pustyń często stanowi przyczynę silnego zmętnienia powietrza nad morzem. Akwenami, nad którymi często dochodzi do zmętnień, związanych z wypływem Powietrza Zwrotnikowego kontynentalnego jest wschodnia część Północnego Atlantyku, przylegająca do NW Afryki (patrz obraz satelitarny - akweny między Maroko a Senegalem, tak że pył rozciąga się smugą szerokości od Wysp Zielonego Przylądka do Kanarów, patrz również tu), Morze Śródziemne (patrz np. obraz satelitarny - Egipt), Morze Czerwone. Wynoszone w okresie plejstocenu na wschód z pustyń leżących we wnętrzu Azji (Takla-Makan, Gobi i in.) pyły utworzyły na obszarze północnych i środkowych Chin warstwę lessu o grubości miejscami przekraczającej 450 m [jeśli nie wiesz, co to jest less, wejdź na Wikipedię]. Również obecnie, co kilka tygodni, zwłaszcza zimą, możemy obserwować wielkie burze pyłowe nad tymi obszarami [ patrz na przykład tu]. Najsilniejsze z nich stanowią poważny kłopot dla miast i gęsto zaludnionych obszarów północo-wschodnich  Chin, ze względu na pył unoszący się w powietrzu (kłopoty z oddychaniem, zanieczyszczenie ulic, budowli, urządzeń technicznych osiadającym pyłem), ale również dla komunikacji lotniczej. W ostatnich latach kilkukrotnie pył wynoszony z Pustyni Gobi i innych pustyń na pograniczu Mongolii i Chin oraz w zachodnich Chinach docierał do Japonii. Niekiedy przyczyną silnego zmętnienia powietrza nad morzem mogą być również wielkie pożary (najczęściej lasów) na przylegającym lądzie (patrz tu (Kalifornia1) i tu (Kalifornia2) . Te ostatnie zmętnienia związane są na ogół z masami PZk i letnimi masami PPk (pożary tajgi na Syberii, Alasce i w Kanadzie).

3. Rysuje się tu ciekawy problem, godny głębokich badań socjologicznych i psychologicznych, które wyjaśniłyby dziwne zjawisko - mieszkańcy strefy umiarkowanej gwałtownie palą w piecach i zanieczyszczają atmosferę właśnie zimą. Co jest przyczyną tak dziwnego zachowania się mieszkańców strefy umiarkowanej? Kto wyjaśni przyczynę tego antropogenicznego wpływu na kształtowanie zimowych mas PPk.