Pogody wewnątrzmasowe

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

• Wstęp
• Schemat działań zmierzających do określenia rodzaju pogody wewnątrzmasowej
• Przykłady analizy pogody wewnątrzmasowej
• Odnośnik - wymiana ciepła między oceanem i atmosferą
  

Wstęp

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

Procesy pogodowe w pogodach frontalnych warunkowane są przez procesy dynamiczne zachodzące w strefach frontalnych. Jak można natychmiast się domyślić, pogody stref frontalnych tworzą się w strefie styku dwu mas powietrza o różnych właściwościach termodynamicznych. W pogodach frontalnych charakter pogody uzależniony jest od rodzaju frontu, jego dynamiki oraz położenia obszaru zainteresowania (czyli obszaru, nad którym interesuje nas występująca tam pogoda. Powinien być powierzchniowo ograniczony (nie obejmować zbyt dużej powierzchni). Nad obszarami morskimi nie powinien przekraczać promienia 90-120 Mm od jego punktu centralnego (środka)) względem położenia aktualnej linii frontu oraz kierunku i prędkości jego przemieszczania się. Na mapach analiz linie frontów są oznaczone, stąd, znając budowę frontów i oceniając ich aktywność, stosunkowo łatwo można zinterpretować w tym względzie mapę synoptyczną (oczywiście pod warunkiem, że zna się zasadnicze schematy opisu pogód na poszczególnych rodzajach frontów).

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

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


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


Schemat działań zmierzających do określenia rodzaju pogody wewnątrzmasowej

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

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

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

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


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

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

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

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

Krok 3. W tym kroku zadajemy sobie pytanie, jakie są w powietrzu zasoby pary wodnej i jaka jest jego wilgotność względna. Mimo, że oba pytania dotyczą zawartości pary wodnej w powietrzu, pamiętajmy o tym, że przy takiej samej wilgotności względnej zasób pary wodnej w powietrzu może być skrajnie różny, a przy takiej samej prężności pary w powietrzu (e) może być różna wilgotność względna  (patrz "Wilgotność powietrza, miary, jednostki").  Wszystkie możliwe przypadki kwantyfikujemy umownie do 3 postaci. W zależności właściwości higrycznych masy, przypisujemy jej przynależność do określonego typu właściwości higrycznych (1, 2a, 2b lub 3):


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

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

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

Przypadek A1 (woda cieplejsza od powietrza, masa bogata w parę wodną i o dużej wilgotności względnej; bardzo silna konwekcja połączona z silnym rozwojem chmur pionowych).
Wykształcenie elementów opisujących stan pogody wewnątrzmasowej:
temperatura powietrza - ochłodzenie, stosownie do temperatury powietrza w masie,
zachmurzenie - zmienne (N szybko zmienia się w granicach od 4 do 8 i odwrotnie), dominacja silnie wypiętrzonych chmur Cu (Cu med., Cu con.), możliwe Cb,
prawdopodobieństwo występowania opadów - duże, silnych i gwałtownych opadów przelotnych; w przejściowych porach roku i zimą opadów gwałtownego śniegu i krupy często tworzących zadymki, latem - przelotnych, na ogół o dużym natężeniu deszczy,
widzialność pozioma - w strefach opadów silnie zmniejszona, w przypadku opadów śniegu ograniczona do kilku (niekiedy nawet 1-2) kabli, poza strefami opadów zależna od przezroczystości powietrza w masie (na ogół doskonała lub bardzo dobra w masie PAm i PPm, bardzo dobra do dobrej w masie PZm)
inne zjawiska pogodowe - silny wzrost porywistości wiatru i występowanie szkwałów w szerokościach umiarkowanych i wysokich, możliwość wystąpienia burz (za wyjątkiem szerokości większych od 67°N i 55°S), w czasie burz zmiany kierunku i prędkości wiatru w stosunku do wiatru obliczonego z pola ciśnienia (okresami wiatry bardzo silne, z kierunków zmiennych).
Komentarz do przypadku A1. W przypadku, gdy wilgotność względna powietrza jest duża (80 i więcej %), różnica między temperaturą powietrza a jego temperaturą punktu rosy jest niewielka (zazwyczaj 3-4°C). W takich warunkach wznoszące się powietrze (ochładzanie po adiabacie suchej),  już na wysokości 300-500 m osiąga temperaturę punktu rosy i rozpoczynają się w nim procesy kondensacji. Od poziomu kondensacji wznoszące się powietrze ochładza się dalej po adiabacie wilgotnej, równowaga z chwiejnej "przeskakuje" na równowagę skrajnie chwiejną - proces wznoszenia się powietrza ulega gwałtownemu przyspieszeniu. Ponieważ w powietrzu jest duży zasób pary wodnej, starcza "budulca" na silną rozbudowę chmur w pionie i energii (ciepło kondensacji) na podtrzymywanie ruchów wznoszących do dużych wysokości. Tworzą się chmury Cu con., mogą tworzyć się chmury Cb. Z chmurami tymi związane są opady przelotne o dużym (niekiedy bardzo dużym; np. w tropikach) natężeniu. Rodzaj opadów (ciekłe, stałe) zależy w szerokościach umiarkowanych i wysokich od wysokości położenia.izotermy zerowej, ta jest zależna od szerokości geograficznej i pory roku. Pamiętamy, że w przypadku występowania chmur Cb mogą wystąpić burze, z chmurami takimi związane jest również wystąpienie szkwałów. W każdym przypadku, gdy chłodniejsze powietrze przepływa nad cieplejszą od niego wodą współczynnik tarcia maleje (patrz) w związku z czym prędkość wiatru i jego porywistość rosną. Taka pogoda jest typowa dla szybkiego i silnego napływu mas powietrza z wysokich szerokości w niskie (silna cyrkulacja południkowa).

Przypadek A2a (woda cieplejsza od powietrza, zasób pary wodnej umiarkowany, wilgotność względna powietrza duża; silna konwekcja o ograniczonych rozmiarach w pionie; umiarkowany rozwój chmur pionowych)
Wykształcenie elementów opisujących stan pogody wewnątrzmasowej:
temperatura powietrza - ochłodzenie, stosownie do temperatury powietrza w masie,
zachmurzenie - duże (N = 6-7) do całkowitego (N = 8), dominują chmury Cu med. i Sc (Stratocumulus).
prawdopodobieństwo występowania opadów - niewielkie, nieco większe zimą niż latem. Jeśli wystąpi opad, będzie on miał charakter przelotny, zimą mogą wystąpić opady śniegu ziarnistego lub krupy, rzadziej śniegu, latem krótkotrwałe deszcze średniokropliste o niewielkim natężeniu,
widzialność pozioma - na ogół dobra do bardzo dobrej, w strefach opadów (jeśli wystąpią) obniżona. Ze względu na duże lub całkowite zachmurzenie powierzchnia morza słabiej oświetlona, niewielkie kontrasty barw,
inne zjawiska pogodowe - wzrost porywistości wiatru. W przypadku wystąpienia Cu med., dość często obserwuje się występowanie virgo pod chmurami.
Komentarz do przypadku A2a. Przebieg procesów konwekcji jest tu bardzo podobny do przypadku A1. Poziom kondensacji leży niezbyt wysoko (duża wilgotność względna), jednak ze względu na mniejszy zasób pary wodnej w powietrzu chmury nie rozbudowują się silnie w pionie. Powstaje duża ilość chmur Cu stopniowo pokrywająca niebo, gdy zaczynają się łączyć podstawami, przekształcają się w Sc cumulogenitus. W tym przypadku zachmurzenie jest duże, z niewielkimi "oknami" (N = 6-7), często całkowite (N=8). Jak wiadomo (patrz link), chmury Sc dają opady bardzo "niechętnie", stąd też prawdopodobieństwo wystąpienia opadów w tym typie pogody jest niewielkie. Jeśli wystąpią opady, są one krótkotrwałe (przelotne) i niezbyt intensywne. Wystąpienie opadów jest związane z silniej wypiętrzonymi chmurami Cu "tkwiącymi" w masie słabiej rozbudowanych w pionie chmur Cu. Pozostałe cechy tego typu pogody komentarzy nie wymagają. Opisany typ pogody wewnątrzmasowej jest bardzo pospolity nad morzem i często cechuje się bardzo dużą trwałością występowania nad danym rejonem (rzędu kilku do niekiedy nawet ponad dziesięciu dób dni bez przerwy).

Przypadek A2b (woda cieplejsza od powietrza, zasób pary wodnej umiarkowany lub mały, wilgotność względna powietrza umiarkowana; konwekcja o ograniczonych rozmiarach w pionie).
Wykształcenie elementów opisujących stan pogody wewnątrzmasowej:
temperatura powietrza - ochłodzenie, stosownie do temperatury powietrza w masie, wyraźny wzrost temperatury w dzień, spadek w nocy (zwiększona dobowa amplituda temperatury powietrza)
zachmurzenie - umiarkowane (N = 3-5, przeciętnie około 4), dominują chmury Cu hum. i Cu med.
prawdopodobieństwo występowania opadów - niezmiernie małe, najbardziej prawdopodobny brak opadów,
widzialność pozioma - określona przez przezroczystość powietrza w masie, na ogół bardzo dobra,
inne zjawiska pogodowe - wzrost porywistości wiatru w dzień, zmniejszenie się porywistości i prędkości wiatru w nocy.
Komentarz do przypadku A2b. Występuje tu silna konwekcja, ale ze względu na umiarkowaną wilgotność względna, poziom kondensacji leży wysoko (~800 i więcej metrów). Tylko niektóre z prądów wstępujących osiągną taką wysokość i wtedy dojdzie do utworzenia się chmur. Ze względu na umiarkowany lub mały zasób pary wodnej w powietrzu, chmury te nie będą się silniej rozbudowywać w pionie. Chmury Cu hum. nie dają nigdy opadów, chmury Cu med. wyjątkowo rzadko dają opady dochodzące do powierzchni morza (faktycznie tylko wtedy, gdy przekształcają się w Cu con., dzieje się tak zazwyczaj w chłodnej porze roku, ale opad rzadko osiąga powierzchnię morza). W takich warunkach powierzchnia morza jest dobrze oświetlona, odbieramy taką pogodę jako "słoneczną". Dopływ energii słonecznej w dzień i wypromieniowanie nocą zwiększa rozpiętość dobowych wahań przebiegu temperatury powietrza. Ten typ pogody wewnątrzmasowej bardzo często występuje nad morzem, jest to jedna z najpospoliciej występujących pogód wewnątrzmasowych.

Przypadek A3 (woda cieplejsza od powietrza, zasób pary wodnej  mały, mała wilgotność względna powietrza; konwekcja "sucha").
Wykształcenie elementów opisujących stan pogody wewnątrzmasowej:
temperatura powietrza - ochłodzenie, stosownie do temperatury powietrza w masie, duża amplituda dobowa temperatury powietrza)
zachmurzenie - niebo najczęściej bezchmurne (N = 0), rzadziej zachmurzenie małe w dzień (N 1 do 2), wtedy wyłącznie chmury Cu hum), noc zazwyczaj bezchmurna.
prawdopodobieństwo występowania opadów -  bez opadów,
widzialność pozioma - określona przez przezroczystość powietrza w masie, na ogół dobra do bardzo dobrej,
inne zjawiska pogodowe - wzrost porywistości wiatru w dzień, zmniejszenie się porywistości i prędkości wiatru w nocy, niewielka możliwość wystąpienia "białego szkwału".
"Biały szkwał" - gwałtowny lokalny (na ogół kilka mil kwadratowych) wzrost prędkości powietrza nad wodą, przy którym siła wiatru osiągać może 8-12°B, występujący przy bezchmurnym niebie. Jego oznaką, jeśli występuje w polu widzenia, jest gwałtowne "rozbielenie" powierzchni morza i warstwy powietrza nad wodą od unoszonego nad wodą pyłu wodnego. Czas trwania zjawiska - od kilku minut do nie więcej niż 20-30 minut. Powstaje jako skutek występowania dochodzącego do powierzchni morza gwałtownego prądu zstępującego (down burst). Takiego rodzaju, dłużej trwające prądy zstępujące, jednak przy niebie zachmurzonym, ale bez towarzyszących im opadów, występują niekiedy nad lądem po przejściu aktywnego frontu chłodnego.
Komentarz do przypadku A3. Konwekcja jest silna, jednak prawdopodobieństwo, aby prądy konwekcyjne osiągnęły wysokość na której wznoszące się powietrze osiągnie temperaturę punktu rosy jest nikła. Jeśli to nastąpi, powstają (na ogół wyłącznie w dzień) pojedyncze chmury Cu hum. Większe jest jednak prawdopodobieństwo wystąpienia bezchmurnego nieba. Brak zachmurzenia lub zachmurzenie małe stanowi przyczynę występowania dużych dobowych amplitud temperatury powietrza. Wystąpienie "białego szkwału" możliwe jest wyłącznie w dzień, prawdopodobieństwo wystąpienia tego zjawiska jest bardzo małe.

Przypadek B1 (woda chłodniejsza od powietrza, powietrze o dużej wilgotności i dużej wilgotności względnej; pogoda inwersyjna, równowaga stała). W tym przypadku musimy najpierw sprawdzić, jaka jest (ma być) nad obszarem zainteresowania prędkość wiatru.
Jeśli prędkość wiatru jest mniejsza od 7 m/s (~14 w) będzie to przypadek  B1a, jeśli prędkość wiatru będzie większa - przypadek B1b.

Przypadek B1a (woda chłodniejsza od powietrza, powietrze o dużym zasobie pary wodnej i dużej wilgotności względnej; brak wiatru, bardzo słaby lub słaby wiatr).
Wykształcenie elementów opisujących stan pogody wewnątrzmasowej:
temperatura powietrza - ocieplenie, stosownie do temperatury powietrza w masie, brak zmian lub bardzo małe zmiany temperatury powietrza w ciągu doby,
zachmurzenie - niebo niewidoczne,
prawdopodobieństwo występowania opadów -  bez opadów,
widzialność pozioma - od 0 do 3° w morskiej skali widzialności (czyli od kilku metrów do 0.5 Mm),
inne zjawiska pogodowe - mgła adwekcyjna, niebo niewidoczne, niekiedy w dzień prześwieca Słońce, widoczne jako jasna tarcza.
Komentarz do przypadku B1a. Jest to przypadek, w którym dochodzi do klasycznej postaci wystąpienia mgły adwekcyjnej. Duża wilgotność względna i duży zasób pary w powietrzu, po spadku temperatury powietrza poniżej temperatury punktu rosy powodują, że ilość mikrokropli wody na jednostkę objętości powietrza będzie bardzo duża. Powoduje to bardzo silne pochłanianie i rozpraszanie światła, co czyni, że mamy do czynienia z mgłą. Jej gęstość będzie tym większa, im większa jest różnica temperatury między powietrzem a wodą.

Przypadek B1b (woda chłodniejsza od powietrza, powietrze o dużym zasobie pary wodnej i dużej wilgotności względnej; występuje silniejszy wiatr (4/5°B i więcej; patrz).
Wykształcenie elementów opisujących stan pogody wewnątrzmasowej:
temperatura powietrza - ocieplenie, stosownie do temperatury powietrza w masie, brak zmian lub bardzo małe zmiany temperatury powietrza w ciągu doby,
zachmurzenie - całkowite (N = 8), chmury St (Stratus) o bardzo nisko leżącej podstawie (często zaledwie 50-70 m nad wodą),
prawdopodobieństwo występowania opadów - drobne kropelki wody unoszące się w powietrzu,  mżawki, zimą możliwy opad ciekły (mżawki), w wysokich szerokościach mżawka przechłodzona lub słaby śnieg ziarnisty,
widzialność pozioma - słaba (4° w morskiej skali widzialności, czyli od 0.5 - 1.0 Mm),
inne zjawiska pogodowe - widzialność odpowiadająca bardzo gęstemu zamgleniu, duży udział w ograniczeniu widzialności poziomej mają unoszone przez wiatr bardzo drobne kropelki opadu.
Komentarz do przypadku B1b. Występowanie wiatru o większej prędkości nad wodą powoduje w strefie nadwodnej powstanie turbulencji, w których występuje znaczna składowa pionowa. Zawieszone w powietrzu produkty zachodzących w tej strefie procesów kondensacji ulegają koagulacji i są "wynoszone" wyżej. Między powierzchnią morza a leżącą wyżej dolną "powierzchnią mgły" tworzy się dukt, w którym ilość mikrokropel wody na jednostkę objętości powietrza wyraźnie się zmniejsza, dominują większe krople. Powoduje to, że w warstwie przywodnej pochłanianie i rozpraszanie światła jest mniejsze, widzialność staje się lepsza od pól mili, co nie pozwala mówić o mgle (terminu "mgła" można używać wyłącznie wtedy, gdy zasięg widzialności jest nie większy od 0.5 Mm, a przyczyną takiego ograniczenia widzialności są zawieszone w powietrzu mikrokrople wody). "Mgła" występuje wyżej, a ponieważ nie dotyka do powierzchni morza, jest chmurą (chmurą warstwową niską, czyli St).

Przypadek B2a (woda chłodniejsza od powietrza, powietrze o umiarkowanym zasobie pary wodnej i dużej wilgotności względnej).
Wykształcenie elementów opisujących stan pogody wewnątrzmasowej:
temperatura powietrza - ocieplenie, stosownie do temperatury powietrza w masie, w dzień wzrost temperatury powietrza,
zachmurzenie - brak (N = 0), niebo słabo widoczne (w pobliżu zenitu), Słońce wyraźnie prześwieca przez zamglenie, w przypadku mgły niskiej (patrz komentarz do przypadku B2a) - niebo widoczne,
prawdopodobieństwo występowania opadów - brak opadów,
widzialność pozioma - może być silnie zróżnicowana;  najczęściej na wysokości mostka słaba (4-5° w morskiej skali widzialności, czyli od 0.5 - 2.0 Mm), w przypadku mgły niskiej na wysokości mostka dużych statków widzialność umiarkowana (6°; 2 - 5 Mm) do dobrej (7°; 5-11 Mm).
inne zjawiska pogodowe - może wystąpić bardzo gęste lub gęste zamglenie lub mgła niska. W przypadku mgły niskiej silne do bardzo silnego ograniczenia widzialności następuje w stosunkowo cienkiej (10-15 m) przywodnej warstwie powietrza, wyżej widzialność gwałtownie się polepsza.
Komentarz do przypadku B2a. W przypadku gdy wilgotność względna powietrza jest duża nawet stosunkowo niewielki spadek temperatury powietrza powoduje wystąpienie w nim procesów kondensacji. Jednak niewielki zasób pary wodnej w powietrzu powoduje, że ilość mikrokropel wody w jednostce objętości jest (będzie) niewielka. W przypadku, gdy występuje nawet slaby wiatr kondensacja będzie zachodziła w stosunkowo miąższej (grubej) warstwie przywodnej (~100-200 m), ale nie wystąpi tam mgła, lecz bardzo geste (0.5 - 1.0 Mm) lub gęste zamglenie (1.0 - 2.0 Mm). Przy ciszy lub bardzo słabym wietrze (1, 1+°B) dojdzie do ograniczenia wysokości zalegania poziomu kondensacji do pierwszych kilkunastu metrów nad wodą - tam wystąpić może nawet gęsta mgła (mgła niska), gdy wyżej nie będzie mgły, a często - nawet zamglenia. Płynąc w takiej sytuacji pogodowej widzi się maszty, ładunek pokładowy i nadbudówki przepływających w pobliżu statków, nie widząc ich kadłubów. Małych jednostek (niskich; np. jednostek rybackich) nie widać we mgle, co należy bezwzględnie w takiej sytuacji mieć na uwadze.

Przypadek B2b (woda chłodniejsza od powietrza, powietrze o umiarkowanym lub małym zasobie pary wodnej i umiarkowanej wilgotności względnej).
Wykształcenie elementów opisujących stan pogody wewnątrzmasowej:
temperatura powietrza - ocieplenie, stosownie do temperatury powietrza w masie, wyraźnie zaznaczony dobowy rytm przebiegu temperatury powietrza,
zachmurzenie - brak (N = 0), niebo widoczne,
prawdopodobieństwo występowania opadów - brak opadów
widzialność pozioma -  słaba do umiarkowanej; 5 - 6° w morskiej skali widzialności, czyli od 1 - 5 Mm, najbardziej prawdopodobna widzialność - 6°,
inne zjawiska pogodowe - sprowadzają się do wystąpienia zamgleń; od gęstego (1-2 Mm) przez umiarkowane (2-3 Mm) do słabego (3-5 Mm); widzialność może być niejednakowa w różnych kierunkach.
Komentarz do przypadku B2b. W tym przypadku, wobec umiarkowanej wilgotności względnej i umiarkowanego lub niewielkiego zasobu pary wodnej w powietrzu, do doprowadzenia do zaistnienia procesów kondensacji na większą skalę potrzebny byłby znaczny spadek temperatury powietrza, od 8-9 do nawet kilkunastu stopni C. Prawdopodobieństwo wystąpienia takiej różnicy temperatury wody i powietrza  jest bardzo małe. Najczęściej występujący w takiej sytuacji spadek temperatury powietrza o 1-3°C poniżej temperatury punktu rosy doprowadza do powstania umiarkowanego lub słabego zamglenia.

Przypadek B3 (woda chłodniejsza od powietrza, powietrze o małym zasobie pary wodnej i małej (niskiej) wilgotności względnej)
Wykształcenie elementów opisujących stan pogody wewnątrzmasowej:
temperatura powietrza - ocieplenie, stosownie do temperatury powietrza w masie, duża amplituda dobowa temperatury powietrza,
zachmurzenie - brak (N = 0), niebo widoczne,
prawdopodobieństwo występowania opadów - brak opadów
widzialność pozioma -  zależna od przezroczystości powietrza w masie, na ogół dobra; od 7° w skali widzialności morskiej (5 -11 Mm)
inne zjawiska pogodowe - mogą wystąpić zmętnienia, ograniczające zasięg widzialności poziomej (patrz) poniżej podanego wyżej przedziału.
Komentarz do przypadku B3. Tu sprawa jest oczywista. Aby w warunkach małej wilgotności względnej w warstwie przywodnej mogło dojść do takiego wychłodzenia powietrza, żeby jego temperatura spadła poniżej punktu rosy, różnica temperatury między powietrzem a wodą sięgać musiałaby kilkunastu lub więcej stopni. Prawdopodobieństwo wystąpienia takiej sytuacji jest bliskie zera. Nawet gdy powietrze znad Sahary (30-40°C, td = ~13-14°C) wypływa nad wody Prądu Kanaryjskiego (17-19°C) nie dochodzi do spadku jego temperatury poniżej temperatury punktu rosy. Ponieważ niska wilgotność względna i niewielki zasób pary wodnej jest typowy dla powietrza kontynentalnego, często (w przypadku napływu nad morze mas PPk i PZk) w tym typie pogody wewnątrzmasowej dochodzi do wystąpienia zmętnienia.

Komentarz do całości
Jak widać z tego schematycznego przeglądu pogód wewnątrzmasowych, ich inwentarz nad morzem jest ograniczony. Nad obszarami lądowymi, gdzie rzeźba terenu i zmienność rodzaju podłoża wpływa różnicująco na przebieg procesów pogodowych, różnorodność pogód wewnątrzmasowych jest znacznie większa, przy ich przewidywaniu należy uwzględniać cechy lokalne. Z tego względu przedstawiony schemat nie powinien mieć zastosowania do interpretacji pogód wewnątrzmasowych występujących nad lądem.
Największe różnice w wykształceniu pogód wewnątrzmasowych występują wtedy, gdy w powietrzu znajduje się dużo pary wodnej i jego wilgotność jest duża (czyli niewielka różnica między temperaturą powietrza (tp) a jego temperaturą punktu rosy (td). W przypadku powietrza "suchego" różnice te, mimo zasadniczej odmienności w pionowym przebiegu profilu temperatury powietrza, zanikają.

Przykłady analizy pogody wewnątrzmasowej

Niżej znajdują się trzy przykłady interpretacji pogód wewnątrzmasowych, dokonanych na podstawie przedstawionego materiału na ten temat i mapy synoptycznej (ryc. 2).

Ryc. 2. Fragment mapy analizy wydanej przez Metoffice, Bracknell, 27.12.2008, 06UTC. Oznaczone (A, B, C) obszary, na których dokonano interpretacji występujących tam pogód wewnątrzmasowych

Wskazówki dotyczące uczenia się tego zagadnienia
W języku polskim nie znajdzie się literatury dotyczącej zagadnienia interpretacji pogód wewnątrzmasowych z mapy synoptycznej. W obcojęzycznych podręcznikach zagadnienia dotyczące pogód wewnątrzmasowych podawane są w sposób skomplikowany, wymagają korzystania z diagramów aerologicznych (pionowych sondowań atmosfery i innych pomocy oraz, co jest mało realne na statku - wykorzystania dodatkowych danych), co wykracza poza zakres wiedzy i umiejętności studenta nawigacji (oficera pokładowego). Jedyną pozycją, w której kwestie te są w sposób względnie prosty objaśnione, jest praktycznie niedostępna, stara pozycja w języku rosyjskim: Kunic A.V., Matveev M.V., 1964. Sinoptičeskaya meteorologiya. Gidrometeoizdat, Leningrad, ss. 317.

Jak widzimy na podanych przykładach, interpretacja pogody wewnątrzmasowej z mapy synoptycznej ani nie jest specjalnie trudna, ani też nie należy do rzeczy szczególnie mądrych. Można oczywiście próbować wyuczyć się regułek na pamięć i starać się dopasować sytuację do regułki, lub odwrotnie. Może dać to pozytywne rezultaty, częściej jednak osiągniemy wybitny sukces w zakresie generalnego "popieprzenia" interpretacji.  Znacznie jednak prościej jest nauczyć się meteorologii ogólnej (z samodzielną oceną kierunku i prędkości wiatru z mapy, masami atmosferycznymi, typami równowagi atmosferycznej, związkami wilgotności z temperaturą, opadów z chmurami, chmur z typami równowagi, etc...) włącznie. Aby osiągnąć względną biegłość w identyfikacji pogód wewnątrzmasowych należy wziąć kilka mapek analizy dolnej czy prognozy i posługując się tak zwanym "logicznym myśleniem" (naprawdę - jest coś takiego!) postarać się samodzielnie zinterpretować pogodę nad jakimiś obszarami. Przeprowadzenie kilkunastu takich samodzielnych interpretacji pozwoli nabyć wprawę (czyli wejść w rutynę) w kolejności działań w prowadzonej analizie i zrozumieć, te w końcu nieskomplikowane, prawa rządzące kształtowaniem się pogód wewnątrzmasowych.

Odnośnik - wymiana ciepła między oceanem i atmosferą

W związku z protestami składanymi przez klimatologów, którym chciało się przeczytać pierwszą wersję tego opracowania [dziękuję], że piszę tu brednie (argument - "...każdy wie, że powietrze ogrzewa się od wody. Radzę bez wgłębiania się w pseudofizyczne rozważania użyć zwykłego "chłopskiego rozumu" i sprawdzić to doświadczalnie. Jak się postawi na stole w kuchni, w nocy po ciemku, szklankę wody o temperaturze 5°C, wyjętą z lodówki, to po pewnym czasie, temperatura tej wody wzrośnie i będzie równa temperaturze powietrza. No to od czego ogrzeje się ta woda, jak nie od powietrza?") pozwolę sobie wyjaśnić:
1. Nie "każdy" to wie, tylko "wiedzą niektórzy".
2. Zastosowany model "szklanka wody na stole", nie wydaje się być adekwatny do rozpatrywania wymiany ciepła między oceanem a atmosferą, w której występuje tylko jedna, na dodatek pozioma, powierzchnia wymiany.

Ale do rzeczy, również na przykładzie (jednak nie szklanki z wodą). Przypomnijmy:
          gęstość wody morskiej ~1.025 g/cm³,
          ciepło właściwe wody ~4.18 J/g (~1000 cal/litr),
          gęstość powietrza ~1.293 g/dcm³ [na litr przy ppp = ~1013 hPa i tp = 0°C],
          ciepło właściwe powietrza ~1.045 J/g (0.25 cal/g).
Oznacza to, że masie wody zawartej w objętości 1 m³ wody równa jest masa powietrza o objętości około 770 m³.

Możemy w przybliżeniu przyjąć, że 1 m³ powietrza "waży" około 1300 g, zatem do ogrzania 1 m³ powietrza o 1°C potrzeba:  1300 g x 1.045 J/g = 1358.5 J.

Do ogrzania słupa powietrza o objętości ~770 m³ o 1°C potrzeba:  770 m³ x 1358.5 J = 1 046 045 J.

Wyobraźmy sobie, że nad powierzchnią wody równą 1 m² i głębokości 1 m (1 m³) zalega słup powietrza o masie równej masie 1 m³ wody, czyli sięgający do wysokości 770-775 m. Temperatura powietrza jest o kilka stopni Celsiusza niższa od temperatury wody. Dalej, następuje przekaz ciepła z 1 m³ wody do słupa powietrza o wysokości 770 m i o takim rozmiarze, że temperatura wody spada o 1°C. Z wody zostanie pobrane ~4.18 ·106 J (4.18 MJ). Ponieważ woda leży "pod powietrzem", ogrzewanie powietrza nastąpi w najniższej warstwie słupa; cieplejsze powietrze o mniejszej gęstości będzie unosić się do góry, na jego miejsce będzie napływać chłodne powietrze o większej gęstości (konwekcja). Ciepło pobierane z powierzchni wody będzie sprawnie rozprowadzane w całym słupie powietrza. Po przekazaniu przez wodę takiej ilości ciepła, że jej temperatura spadnie o 1°C, średnia temperatura w słupie powietrza wzrośnie o: 4.18 ·106 J / 1.045 ·106 J = ~4°C.

Spróbujmy wyobrazić sobie, że nad ten sam m² powierzchni morza napływa powietrze, którego najniższa warstwa jest cieplejsza od wody o 4°C, a profil pionowy temperatury w tym w powietrzu jest, dla uproszczenia rozważań, normalny o gradiencie pionowym równym 1°C·100 m^-1 (równowaga obojętna). Jest rzeczą oczywistą, że zasób ciepła w całym takim słupie powietrza o wysokości 770-775 m jest mniejszy, niż zasób ciepła w 1 m³ wody. Następuje przepływ ciepła z powietrza do powierzchni wody. Przepływ ten następuje z warstwy powietrza, która bezpośrednio kontaktuje się z wodą, nie zaś z całego słupa powietrza. Niech warstwa ta ma 10 m wysokości i temperatura w tej warstwie obniży się jednakowo o 4°C. W takim razie ilość ciepła, która przepłynie do wody będzie: 10 m x 4° x 1358.5 J = 54 340 J, co spowoduje wzrost temperatury metra³ wody zalegającej pod tym słupem powietrza o 0.013°C (54 340 J / 4 180 000 J), zakładając, że ciepło to zostanie równomiernie rozprowadzone w całej objętości 1 m³ wody. Jak można zauważyć, wzrost temperatury wody nie jest imponujący, spadek temperatury przywodnej warstwy powietrza - silny.
W powietrzu zalegającym nad wodą, skutkiem spadku temperatury, wzrośnie jego gęstość. Powietrze o największej gęstości zajmuje, zgodnie z prawami hydrostatyki, najniższe położenie. Tworzy się w tym przypadku układ stabilny, w którym ruchy pionowe powietrza stają się niemożliwe (inwersja, układ równowagi skrajnie stałej). Konwekcja jest niemożliwa, przepływ ciepła z leżących wyżej, nad wychłodzoną warstwą powietrza przywodnego, warstw powietrza ciepłego również staje się niemożliwy.
Podobnie dzieje się w wodzie. Najsilniejszy wzrost temperatury wody wynikający z wymiany ciepła następuje na jej powierzchni, stykającej się z powietrzem, coraz słabszy, wraz ze wzrostem głębokości (przewodnictwo molekularne). Wzrost temperatury wody powoduje spadek jej gęstości, siły wyporu hydrostatycznego stabilnie utrzymują najwyżej, czyli przy samej powierzchni, wodę najcieplejszą, chłodniejszą nieco poniżej, jeszcze chłodniejszą - jeszcze niżej. Przy ogrzewaniu się wody od jej powierzchni tworzy się układ silnej stabilności hydrodynamicznej, odpowiadający typowi równowagi skrajnie stałej w atmosferze. Nie są tu możliwe pionowe ruchy objętości wody, tym samym nie ma żadnych możliwości (przy stałym rozkładzie zasolenia w pionie), przenoszenia ciepła wraz ruchem masy od powierzchni w głąb.  
Na granicy woda powietrze szybko dochodzi do wyrównania się temperatury powietrza i wody, czyli tw - tp = 0. W tych warunkach przepływ ciepła między powietrzem a wodą ustaje. I tyle. Temperatura wody dalej nie rośnie, zasób ciepła w warstwie powietrza leżącego powyżej przywodnej, ochłodzonej warstwy, pozostaje bez zmian. Napływające nad wodę powietrze ulega transformacji tylko w cienkiej, przywodnej warstwie, wyżej pozostając nieprzetransformowane.

Napływ powietrza cieplejszego od wody nie powoduje istotnego wzrostu zasobów ciepła w wodzie, ani też nie prowadzi do wzrostu jej temperatury. Ogranicza jednak straty ciepła z powierzchni wód, wynikające z przekazywania ciepła do atmosfery (wymiana turbulencyjna i straty ciepła na parowanie; straty ciepła na wypromieniowanie pozostają bez zmian, te są funkcją Tw4), co wpływa na zmiany SST (Sea Surface Temperature).
Stosunkowo często w literaturze spotyka się ze stwierdzeniami, że napływ powietrza cieplejszego od wody prowadzi do "rozgrzewania się" powierzchni oceanu. Mało tego - autorzy takich pozycji często dokumentują ten fakt za pomocą ilustracji rozkładu anomalii SST, gdzie rzeczywiście w miesięcznych polach anomalii SST, na akwenach, nad którymi występują w danym miesiącu częstsze niż przeciętnie adwekcje powietrza z południa, pojawiają się dodatnie anomalie SST. I tak po prostu jest. Jednak pojawianie się dodatnich anomalii SST w takich sytuacjach nie dowodzi "rozgrzewania się" oceanu od napływającego ciepłego powietrza, ale jedynie zmniejszenia strat ciepła z powierzchni oceanu w danym miesiącu.

SST na danym akwenie jest rezultatem bilansu cieplnego powierzchni oceanu. Bilans ten jest algebraiczną sumą "zysków" i "strat" ciepła. Anomalia stanowi różnicę między średnia miesięczną z danego roku wartością SST, a średnią wieloletnią wartością SST. Średnia wieloletnia SST stanowi przeciętną z wieloletnich "zysków" i "strat". Jeśli w danym miesiącu nad powierzchnią danego akwenu straty ciepła zostaną ograniczone skutkiem częstszego niż przeciętnie napływu nad ten akwen powietrza cieplejszego od wody, zmiana SST będzie odbiegać od przeciętnej, sezonowej zmiany SST. Przykładowo, na danym akwenie wieloletnie SST we wrześniu jest równe 20.00°C, w październiku 17.20°C. Na tym samym akwenie, w październiku jakiegoś roku, nastąpiło zwiększenie częstości napływu cieplejszych mas powietrza, co ograniczyło straty ciepła z powierzchni oceanu i SST, zamiast spaść do 17,20°, obniżyła się tylko do 18.20°C. Anomalia SST będzie wtedy 18.2 - 17.2 = +1.00°C. Oznacza to, że z września do października, dany akwen zamiast ochłodzić się o 2.80°C ochłodził się tylko o 1.80°C. Zatem nastąpiło "ocieplenie" oceanu o 1°C, czy uległ spowolnieniu w stosunku do przeciętnego, spadek temperatury na tym akwenie? Oczywiście, w miesiącach, kiedy dopływ radiacji do powierzchni oceanu przewyższa straty ciepła z powierzchni wody i SST wzrasta (na ogół w okresie kwiecień - sierpień) wzrost częstości występowania powietrza cieplejszego od wody będzie prowadziło od szybszego niż przeciętny wzrostu SST. Ale i wtedy, mimo wzrostu SST, przyczyną wystąpienia dodatniej anomalii będzie ograniczenie strat  ciepła z powierzchni, nie zaś skutkiem "ogrzewania się" powierzchni morza od cieplejszego od wody powietrza.